CURSO DE FORMAÇÃO - 2017/2018

AULAS DE CAMPO

UMA ESTRATÉGIA PARA O ENSINO DA BIOLOGIA E DA GEOLOGIA III

Zona Sul Portuguesa e Bacia Meso-Cenozoica do Algarve

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ÍNDICE

INTRODUÇÃO .......................................................................................................................................................... 3

ENQUADRAMENTO TECTÓNICO E EVOLUÇÃO ESTRUTURAL DA ZONA SUL PORTUGUESA ............................. 3

Antiforma do Pulo do Lobo ................................................................................................................................ 5

Faixa Piritosa ....................................................................................................................................................... 7

Grupo do Flysch do Baixo Alentejo (GFBA) ........................................................................................................ 9

Sector Sudoeste (Anticlinais de Aljezur e Bordaleira) ..................................................................................... 11

ENQUADRAMENTO TECTÓNICO, PALEOGEOGRAFIA E EVOLUÇÃO ESTRUTURAL DA BACIA MESO-CENOZOICA DO ALGARVE ................................................................................................................................. 12

PLANO DE AULA DE CAMPO – Construção de um Roteiro Geológico ................................................................. 20

ZONA SUL PORTUGUESA .................................................................................................................................. 21

Paragem 1 - Pulo do Lobo ................................................................................................................................. 21

Paragem 2 - Minas de São Domingos ............................................................................................................... 26

Paragem 3 - Pomarão ....................................................................................................................................... 28

Paragem 4 - Castro Marim ................................................................................................................................ 29

Paragem 10 - Praia do Telheiro ........................................................................................................................ 30

Paragem 11 - Praia da Murração ...................................................................................................................... 32

Paragem 12 - Praia da Foz dos Ouriços (Almograve) ....................................................................................... 33

BACIA MESO-CENOZOICA DO ALGARVE .......................................................................................................... 36

Paragem 5 - Cacela Velha ................................................................................................................................. 36

Paragem 6 - Vale de Lobo ................................................................................................................................. 37

Paragem 7 - Praia da Luz ................................................................................................................................... 39

Paragem 8 - Amorosa, S. Bartolomeu de Messines ......................................................................................... 43

Paragem 9 - Praia da Mareta ............................................................................................................................ 45

Paragem 10 - Praia do Telheiro ........................................................................................................................ 48

BIBLIOGRAFIA........................................................................................................................................................ 49

CARACTERIZAÇÃO DO CURSO DE FORMAÇÃO .................................................................................................... 54

FORMADOR ....................................................................................................................................................... 54

FORMANDOS ..................................................................................................................................................... 54

CALENDARIZAÇÃO ............................................................................................................................................ 54

LOCAL DE REALIZAÇÃO ..................................................................................................................................... 54

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INTRODUÇÃO

ENQUADRAMENTO TECTÓNICO E EVOLUÇÃO ESTRUTURAL DA ZONA SUL PORTUGUESA

A Zona Sul Portuguesa (ZSP) ocupa o extremo sudoeste da Cadeia Varisca Ibérica e tem sido

considerada, estruturalmente, como uma cintura de estruturas compressivas (dobras, falhas inversas,

carreamentos) imbricadas para SW (Silva, 1989; Silva et al., 1990; Ribeiro, 2013). As estruturas domi-

nantes variam de direção NNE-SSW, junto ao Atlântico, a E-W perto da fronteira com Espanha, no

entanto, a sua vergência é sempre para os sectores externos.

As estruturas mais antigas (atribuídas à primeira fase de deformação - D1) situadas no núcleo do

Antiforma (Anticlinal) do Pulo do Lobo são dobras apertadas, cujo plano axial tem direção N-S e apre-

sentam uma clivagem associada. Não é conhecida a idade das estruturas, tendo a fase de deformação

referida ocorrido, provavelmente, no Devónico superior (Silva et al., 1990).

Após o evento tectónico responsável pelo vulcanismo na Faixa Piritosa terá ocorrido a segunda

fase de deformação (D2), afetando o Domínio do Pulo do Lobo e a Faixa Piritosa. A partir daí a defor-

mação propagou-se para SW, nas formações do Grupo do Flysch do Baixo Alentejo (GFBA), produ-

zindo estruturas com maior inclinação nas zonas internas, decrescendo para as zonas externas, onde

se observam cavalgamentos sub-horizontais (carreamentos) de grande envergadura (Ribeiro, 1983).

Também os núcleos dos anticlinais principais nunca apresentam litologias mais antigas que o Devó-

nico superior, sugerindo uma zona de descolamento na base das estruturas imbricadas (Ribeiro &

Silva, 1983).

As diferenças estruturais e de deformação entre as zonas internas e externas da ZSP têm sido

enquadradas no contexto do fecho do Oceano Rheic (e.g. Ribeiro et al., 2009) e da erosão da cadeia

Varisca a Norte (Zona de Ossa Morena e Prisma Acrecionário do Pulo do Lobo) que, por sua vez, for-

neceu materiais que foram sendo, sucessivamente ao longo do tempo, deformados e erodidos como

indicam as estruturas tectónicas e sedimentares/erosivas (Oliveira et al., 2013).

A ZSP (Fig.1) subdivide-se, litostratigraficamente, de Norte para Sul, nos seguintes domínios

(Oliveira et al., 2013):

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Figura 1. Mapa Geológico simplificado da Zona Sul Portuguesa, adaptado de Fernandes et al . (2012).

Antiforma do Pulo do Lobo (PL) – constituída por uma sucessão estratigráfica predominante-

mente detrítica, com idade de Devónico Superior ou mais antigo, na base da qual se intercalam

rochas básicas de afinidade oceânica. Esta estrutura contacta, a norte, com a Zona de Ossa

Morena, através do Complexo Básico-Ultrabásico de Beja-Acebuches, que tem sido interpre-

tado como resto de uma crosta oceânica obductada (Munhá et al., 1986; Quesada et al., 1994).

Neste contexto geodinâmico, a Antiforma do Pulo do Lobo é vista como representando um

prisma acrecionário instalado sobre uma zona de subducção Recentemente, Silva 1998, consi-

dera que aquele complexo tem carácter intrusivo, retirando- -lhe, assim, o significado geodi-

nâmico que lhe tem sido atribuído.

Faixa Piritosa, que inclui o Complexo Vulcano-Sedimentar (VS) e o seu substrato detrítico, o

Grupo Filito-Quartzítico (PQ) – representada por uma cintura vulcânica de grande enverga-

dura, que resultou da rutura da crosta continental, durante o Devónico Superior e Carbónico

Inferior, sobre a qual estava instalado um mar epicontinental. A este domínio está associada

uma das principais províncias metalogénicas do mundo.

Grupo do Flysch do Baixo Alentejo (GFBA) – representa a sedimentação detrítica profunda, do

tipo turbidítico, que foi sucessivamente preenchendo depressões geradas na frente da onda

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orogénica, em movimento progressivo para sudoeste, desde o Viseano Superior até ao Este-

faniano Inferior.

Setor Sudoeste – com sedimentação siliciclástica em ambientes de margem continental, du-

rante o Devónico Superior, à qual se seguiu o desenvolvimento de uma plataforma mista argi-

locarbonatada, que se manteve estável até ao Namuriano Superior, altura a partir da qual pas-

sou a ficar integrada na bacia profunda com sedimentação turbidítica.

A ZSP apresenta estruturação tectónica dominantemente orientada para NO-SE, a qual resul-

tou de dois episódios compressivos principais, materializados por dobras, falhas e carreamentos (Silva

et al., 1990). O metamorfismo é de grau baixo, a norte, a quase nulo, a sul (Munhá, 1983). Em termos

paleobiogeográficos, existe clara afinidade entre as associações fossilíferas da ZSP (principalmente

amonoides e palinomorfos) e as do Sul de Inglaterra e Norte da Alemanha, para o Período Carbónico

(Oliveira et al. 1979; Pereira, 1997, Korn, 1997).

A exemplo das associações fossilíferas, também as sequências estratigráficas apresentam mui-

tas semelhanças, tanto ao nível das idades como das litologias (sedimentação detrítica dominante,

mesmo tipo de vulcanismo, presença de ofiolitos, etc.), e mesmo da deformação tectónica (Oliveira e

Quesada, 1998). Estes factos fazem supor que estas três regiões faziam parte da mesma área deposi-

cional, provavelmente situada na placa Avalónia, justaposta passivamente ao supercontinente Laura-

sia durante a Orogenia Caledónica. Esta margem estaria separada do supercontinente Gondwana

pelo oceano Rheic. O fecho deste oceano ter-se-á iniciado no Devónico Inferior, altura em que se de-

ram os primeiros episódios colisionais entre os dois supercontinentes, e culminou com a colisão e o

levantamento generalizado da Cadeia Varisca, no Carbónico Superior-Pérmico.

Silva (1998, 1999) apresenta interpretação distinta para a génese da cadeia Varisca, conside-

rando-a predominantemente associada a movimentos transcorrentes em regime intracontinental,

não reconhecendo, por conseguinte, a existência do oceano Rheic.

Antiforma do Pulo do Lobo

Este domínio encontra-se posicionado entre o Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches (COBA)

e a Faixa Piritosa (FP).

Trata-se de uma estrutura antiformal composta por várias formações detríticas. No centro da

estrutura, constituindo a base da sequência estratigráfica, aflora a Formação do Pulo do Lobo que

compreende filitos e quartzitos muito deformados e rochas vulcânicas básicas interestratificadas (an-

fibolitos), com assinatura geoquímica do tipo MORB (Munhá, 1983). A presença de veios de quartzo

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de exsudação, entre os quais quartzo fumado, são típicos desta unidade (Oliveira, 1990; Éden, 1991;

Quesada et al., 1994).

No flanco norte da estrutura foram descritas três unidades litoestratigráficas que constituem

o Grupo de Ferreira-Ficalho (GFF). Da base para o topo reconhecem-se a Formação (Fm.) de Ribeira

de Limas, a Formação de Santa Iria e a Formação da Horta da Torre (Carvalho et al., 1976; Oliveira et

al., 1986; Giese et al., 1888; Oliveira, 1990; Eden, 1991; Silva, 1998).

A Fm. de Ribeira de Limas é constituída por xistos negros, grauvaques e quartzovaques, e en-

contra-se em aparente continuidade estratigráfica com a Fm. do Pulo do Lobo, com a qual partilha as

mesmas três fases de deformação tectónica, embora menos metamorfizada.

A Fm. Santa Iria é composta por xistos argilosos e grauvaques constituindo uma sequência tipo

flysch.

Segue-se, em continuidade, a Fm. Horta da Torre que compreende xistos negros, siltitos,

quartzovaques e quartzitos com bioturbação.

As Fms. Santa Iria e Horta da Torre apresentam-se deformadas, com uma clivagem xistenta

dominante, orientada para o quadrante NW, em contraste com as unidades subjacentes (Fm. Ribeira

de Limas e Pulo do Lobo) que apresentam três fases de deformação tectónica, facto que tem levado

alguns autores a sugerirem a existência de uma discordância a topo da Fm. Ribeira de Limas (Oliveira,

1990; Oliveira & Quesada, 1998; Silva, 1998).

No bordo sul da antiforma aflora a sucessão detrítica do Grupo Chança (GC) que compreende

as Formações de Atalaia, Gafo e Represa (Pfefferkorn, 1986; Oliveira, 1990; Silva et al., 1990; Silva,

1989, 1998). A Formação de Atalaia é composta por filitos e quartzitos com três fases de deformação

semelhantes às que afetam a Formação do Pulo do Lobo.

Os filitos encontram-se afetados por metamorfismo elevado da fácies dos xistos verdes, o que

não permitiu a preservação da matéria orgânica, incluindo eventuais associações de palinomorfos, a

exemplo do que sucede com a Formação do Pulo do Lobo. A Formação do Gafo é composta por xistos

e grauvaques em fácies flysch, e intercalações de rochas vulcânicas félsicas e máficas. Os grauvaques

contêm grãos de rochas vulcânicas ácidas e básicas, quartzo vulcânico, feldspatos e cherte.

A sequência estratigráfica da antiforma do Pulo do Lobo tem sido relacionada por vários auto-

res com um prisma acrecionário associado à subducção de um fundo oceânico sob a crosta continental

da Zona de Ossa Morena, essencialmente constituído pelos sedimentos e rochas básicas da Formação

do Pulo do Lobo e da Formação da Atalaia.

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Faixa Piritosa

A Faixa Piritosa Ibérica (FPI) constitui uma das mais importantes províncias metalogenéticas

do mundo para jazigos de sulfuretos maciços de metais básicos associados a rochas vulcânicas e sedi-

mentares (Fig.2), prolongando-se entre Grândola e Sevilha, ao longo de uma faixa com cerca de 250

Km de comprimento e 60 Km de largura (em média), a que equivale uma área de aproximadamente

12.500 Km2 (Carvalho et al., 1999).

Figura 2. Mapa geológico simplificado da Faixa Piritosa Ibérica, no con-texto da Zona Sul Portuguesa e principais depósitos de sulfuretos maciços

(Ad. de Oliveira et al., 2006).

Ao longo de toda a FPI, além das mineralizações de sulfuretos maciços, também ocorrem cen-

tenas de pequenos jazigos estratiformes de manganês que foram intensamente explorados no pas-

sado (e.g., Carvalho et al., 1999; Jorge, 2000) e numerosos jazigos filonianos de cobre, chumbo, bário

e antimónio (Leistel et al., 1998b, Oliveira et al., 2006).

Os vários depósitos da Faixa Piritosa Ibérica, quer em Portugal, quer em Espanha, já foram alvo

de variados estudos dirigidos à compreensão e caracterização dos padrões de alteração hidrotermal

associados às sequências a muro das massas mineralizadas (e.g., Munhá et al., 1981; 1986; Barriga,

1983; Barriga e Kerrich, 1984; Relvas, 1991; 2000; Relvas et al., 2006a,b; Sanchez-España et al., 2003).

As rochas que hospedam os corpos mineralizados não são as mesmas em toda a extensão da

província, incluindo xistos negros, xistos argilosos com maior ou menor componente carbonosa e ro-

chas vulcânicas félsicas.

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Na Faixa Piritosa Ibérica está incluído o Grupo Filito-Quartzítico (GFQ) e o Complexo Vulcano-

Sedimentar (CVS).

O Grupo Filito-Quartzítico constitui a unidade detrítica basal e é composto por filitos e quart-

zitos, com intercalações de siltitos e grauvaques, em cujo topo ocorrem por vezes lentículas e nódulos

de calcários com micro e macrofauna do Fameniano. Esta unidade representa as mais antigas rochas

conhecidas, ocorre principalmente no núcleo dos anticlinais, a sua espessura é da ordem das centenas

de metros e a sua base não é conhecida.

Sobre o GFQ assenta, em concordância, uma associação heterogénea de rochas vulcânicas e

sedimentos de origens diversas que se depositaram em meio marinho, e que hospedam os jazigos de

sulfuretos maciços e de manganês, a qual se designa por Complexo Vulcano-Sedimentar (Fameniano

Superior -Viseano Superior). No entanto, também existem autores que designam esta unidade como

Complexo Vulcano-Silicioso, para pôr em evidência a abundância de rochas siliciosas (jaspes e chertes)

na sequência vulcânica. A espessura do CVS varia entre os 100 e os 600 m, aumentando com a proxi-

midade aos centros vulcânicos (Carvalho et al., 1979; Oliveira, 1990).

O registo estratigráfico do CVS é caracterizado por cerca de 25% de rochas vulcânicas, e os

restantes 75% por rochas sedimentares (principalmente por xistos ou filitos), que ocorrem acima,

abaixo ou intercalados com as unidades vulcânicas. Este complexo compreende uma grande varie-

dade de tipos litológicos que se encontram irregularmente desenvolvidos, e que mostram fortes vari-

ações laterais e verticais de fácies (Rosa et al., 2010).

O vulcanismo na Faixa Piritosa Ibérica apresenta um carácter bimodal, incorporando vários

episódios de vulcanismo intrusivo e extrusivo, sendo fortemente dominado por unidades félsicas

(≈60%), com composições que variam entre os dacitos e os riólitos. As unidades máficas (basaltos) são

subordinadas, e as rochas intermédias (andesitos) bastante raras (Mitjavila, 1997;Tornos, 2006).

A abundância de fósseis marinhos indica um ambiente deposicional submarino, e a presença

de xistos negros que ocorre ao longo de toda a sucessão pressupõe um ambiente sedimentar marinho

pouco oxigenado (Oliveira et al., 2006).

As mineralizações de sulfuretos maciços, bem como os depósitos de manganês, ocorrem no

CVS associados a fácies vulcânicas e xistos negros ou a ambos, estando relacionados com importantes

períodos de vulcanismo submarino, essencialmente explosivo e predominantemente félsico (Barriga,

1983). As mineralizações de sulfuretos maciços polimetálicos ocorreram concomitantemente com as

fases finais de importantes episódios de vulcanismo félsico, durante a fase de declínio da fase explo-

siva. No entanto, a posição original das mineralizações pode não ser a mesma da ocupada atualmente

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devido a possíveis movimentações significativas sin-sedimentares ao longo das vertentes dos apare-

lhos vulcânicos que, em certos contextos, poderão ter sido responsáveis por movimentações de massa

significativas, que não devem ser confundidas com os movimentos tectónicos associados aos ciclos

hercínicos compressivos. As massas mineralizadas foram assim classificadas, em termos de relação

espacial, com o vulcanismo, por Carvalho (1979), como sendo jazigos enraizados, proximais ou autóc-

tones, jazigos transicionais, ou como jazigos deslocados, distais ou alóctones (Fig.3).

Figura 3. Tipologia dos depósitos de sulfuretos maciços vulcanogénicos na Faixa Piritosa Ibérica (segundo Carvalho, 1979). A – Rochas vulcânicas fél-

sicas; B – Alteração clorítica forte e stockwork cuprífero; C – Alteração seri-cítica pronunciada; D – Sulfuretos maciços polimetálicos; 1 – Massa autóc-

tone; 2 – Massa transicional; 3 – Massa alóctone; J – Jaspe.

Grupo do Flysch do Baixo Alentejo (GFBA)

Sobre o Complexo Vulcano-Sedimentar assenta o Grupo Flysch do Baixo Alentejo, também

conhecido por Culm, e que constitui uma sucessão de sedimentos turbidíticos profundos, com espes-

sura superior a 5 km, que foram divididos em três unidades litoestratigráficas, designadamente as for-

mações de Mértola, Mira e Brejeira (Oliveira et al., 1979; Oliveira, 1983).

A Formação de Mértola é constituída por bancadas, de espessura centimétrica a métrica, de

grauvaque, que alternam com xistos argilosos e siltitos, e ainda níveis de conglomerados e de raros

depósitos de torrentes de lama intercalados na sucessão. Os grauvaques apresentam as estruturas

sedimentares características dos turbiditos, nomeadamente as clássicas divisões de Bouma (1962) e

de Mutti & Ricci Luchi (1975), e ainda bancadas amalgamadas, fluidizadas, com dobras sedimentares,

com filões clásticos, etc. Muitas das bancadas de grauvaque são ricas em clastos de argila arrancados

ao substrato sedimentar, e ao microscópio mostram a presença de fragmentos de vulcanitos ácidos e

básicos, quartzo vulcânico, cherte, quartzito e de xistos com clivagem, dispersos numa matriz sericito-

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clorítica. Os conglomerados também,contêm calhaus e blocos com as mesmas litologias, e são mais

comuns próximo dos contactos com as rochas da Faixa Piritosa.

A composição dos clastos e calhaus dos grauvaques e conglomerados sugere proveniência da

própria Faixa Piritosa, não se excluindo que, em parte, possam também ter provindo da Zona de Ossa

Morena. Na região de Mértola, a cartografia geológica de pormenor desta unidade (Oliveira, 1988;

Oliveira & Silva, 1990; Oliveira & Silva, 2007) pôs em evidência níveis predominantemente xistentos,

com espessuras que variam de 20 a 100 metros, os quais separam sequências ricas em bancadas de

grauvaque, com espessuras que atingem várias centenas de metros. Estas sequências são atribuídas

a lóbulos sedimentares e as xistentas a depósitos interlóbulos. O estudo sistemático das paleocorren-

tes nesta região indicou claramente sentido das correntes de NW para SE, em grande parte condicio-

nado pelo relevo submarino herdado da atividade vulcânica anterior. Esta unidade forneceu fósseis de

amonoides, do Viseano Superior (Korn, 1997). Também desta idade são comuns outros fósseis, como

os de Posidonia becheri, associações de miosporos, sendo, também, frequentes restos de caules de

plantas, que chegam a atingir alguns decímetros de comprimento.

Bancadas de grauvaque com a mesma idade ocorrem intercaladas tectonicamente no CVS da

mina de Neves Corvo, em consequência da tectónica compressiva regional (Oliveira et al., 2004).

A passagem da Formação de Mértola para a Formação de Mira faz-se, ao longo de muitas

dezenas de quilómetros, por uma banda constituída predominantemente por xistos argilosos e siltitos

finamente estratificados, com espessura da ordem dos 50 a 100 metros, onde ocorrem amonoides do

Viseano Superior mais alto (Oliveira et al., 1979; Korn, 1997). A deposição dos sedimentos desta banda

poderá ter estado associada a uma subida do nível do mar em toda a bacia sedimentar.

Os turbiditos da Formação de Mira são, de um modo geral, finamente estratificados podendo,

contudo, ocorrer sucessões mais ricas em bancadas de grauvaque e raros conglomerados, que indi-

cam a progradação de canais e lóbulos para a região da planície abissal, a sul. São escassos os dados

paleontológicos que permitam datar com rigor esta unidade.

A Formação da Brejeira está representada, na sua parte inferior, por uma sucessão de quart-

zitos impuros, quartzovaques e xistos argilosos intercalados, que ocupa uma faixa com largura de 5 a

10 km, que estabelece o contacto com a Formação de Mira; próximo deste contacto, a oeste, existe

uma escarpa virada a nordeste, provavelmente associada a uma falha pós-varisca. Seguem-se turbi-

ditos clássicos que se estendem até ao contacto com a Orla Meso-Cenozoica do Algarve, sobrepondo-

se à sucessão litoestratigráfica dos anticlinais de Aljezur e Bordeira.

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De um modo geral, tanto as litologias mais maturas da base da unidade, como os grauvaques

suprajacentes são pobres em fragmentos vulcânicos, o que é reflexo da maior distância às fontes vul-

cânicas situadas a norte. Tal como para as unidades anteriores, as paleocorrentes continuam a indicar

transporte de NW para SE mas, à medida que se caminha para sul, há maior variabilidade no sentido

das correntes em consequência da sedimentação turbidítica se ter instalado numa plataforma mista

argilo-carbonatada subsidente.

Sector Sudoeste (Anticlinais de Aljezur e Bordaleira)

Neste sector (Fig.4) aflora um substrato detrítico (Formação de Tercenas) litologicamente

muito semelhante e com a mesma idade do que ocorre na Faixa Piritosa (Grupo Filito-Quartzítico).

Figura 4. Mapa Geológico simplificado dos Anticlinais de Aljezur e Bor-deira, Sector Sudoeste de Portugal (SSP) (Adap. Oliveira et al., 1984).

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Sobre este substrato depositou-se uma sucessão argilo-carbonatada que constitui o Grupo da

Carrapateira, composto pelas formações de Bordalete, Murração e Quebradas (Oliveira et al., 1984;

1985; Pereira, 1999).

A Formação de Tercenas incorpora duas sucessões areno-pelíticas, cada uma com perfil sedi-

mentológico negativo, a mais superior das quais bem exposta junto ao mar, na escarpa da Pedra

Ruiva, a SW de Alfombras. A espessura total é da ordem dos 100m. O perfil sedimentológico, conju-

gado com estruturas sedimentares, indica sedimentação marinha litoral. Na parte inferior da sucessão

foram identificados fósseis de climenídeos e a topo faunas de braquiópodes e de chonetes, todas do

Devónico Superior (Oliveira, 1990).

Na Formação de Bordalete, com secção tipo na Praia de Murração, predominam largamente

os xistos escuros piritosos e siltitos, finamente estratificados que, na parte superior, apresentam es-

tratificação cruzada interpretada como marcadora de pequenos escorregamentos gravitacionais no

bordo da plataforma. São frequentes intercalações de nódulos calcisiltíticos e fosfatados, de origem

diagenética, alguns dos quais chegam a atingir dimensões métricas. A espessura total é da ordem dos

200m. As características litológicas e faunísticas sugerem sedimentação num ambiente marinho

calmo e pouco oxigenado. Esta unidade proporcionou raros fósseis de goniatites do Tournaisiano In-

ferior a Médio.

ENQUADRAMENTO TECTÓNICO, PALEOGEOGRAFIA E EVOLUÇÃO ESTRUTURAL DA BACIA

MESO-CENOZOICA DO ALGARVE

O Algarve localiza-se na placa Euroasiática, mais concretamente na antiga microplaca Ibérica,

numa zona de cruzamento entre a margem continental oeste Ibérica (com orientação norte-sul) e a

zona de fratura de Açores-Gibraltar (com direção este-oeste) (Manuppella, 1992), como tradicional-

mente se relata.

Relativamente aos aspetos tectónicos principais registados nesta região, poder-se-á afirmar que

a Bacia Algarvia sofreu uma atividade tectónica considerável, com dobramentos de grande amplitude

e falhas de extensão significativa (Gago, 2007).

Segundo Andrade (1989), estruturalmente a Bacia Sedimentar Algarvia corresponde a um mo-

noclinal simples, pendente para sul, com uma série de acidentes longitudinais que permitiram o “afun-

damento” da orla meso-cenozoica (bem como um aumento da espessura da sucessão sedimentar)

nessa direção.

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Observa-se, à medida que a série sedimentar aumenta para sul, a ocorrência de diversas falhas,

de orientação, aproximadamente, este-oeste, que determinaram a existência e o funcionamento dos

vários sistemas aquíferos da região algarvia (Gago, 2007).

Segundo Manuppella et al. (1987) e Manuppella (1992), os vários acidentes tectónicos sofridos

pelas formações mesocenozóicas (Fig.5) testemunham a existência de uma atividade neotectónica na

Bacia Sedimentar Algarvia, atualmente em regime compressivo (norte-sul e este-oeste). Desta ativi-

dade destaca-se, sobretudo, a falha de São Marcos da Serra-Quarteira, bem como alguns movimentos

verticais que afetam os sedimentos mais recentes do Holocénico (Cabral, 1995).

A Bacia do Algarve é uma entidade geológica com cerca de 150 km de extensão e 30 km de lar-

gura, 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.

Figura 5. Carta geológica simplificada da região do Algarve, com alguns dos principais acidentes tectónicos existentes: 1 – Falha de Monchique- Portimão; 2 – Falha de São

Marcos da Serra-Quarteira; 3 – Flexura do Algibre (modificado de Lopes, 2006a).

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Segundo Terrinha (1998), o enchimento sedimentar desta bacia passou por várias etapas depo-

sicionais, relacionadas com um regime tectónico distensivo (conjunto de movimentos/forças disten-

sivas com orientação noroeste-sudeste e norte-sul), que terá levado à diminuição da espessura litos-

férica 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 (Azerêdo et al., 2003). Segundo Terrinha (1998) e Dias (2001), estes processos relacionam-se

com a deriva diferencial da placa Africana (que migrou para oriente) em relação à Euroasiática/micro-

placa Ibérica. Assim, na Bacia Algarvia, terá ocorrido, entre o Mesozóico e o Cenozóico, a precipitação

e a deposição de 3 000/4 000 metros de sedimentos (evaporitos, calcários, dolomitos, margas, areni-

tos, argilitos e areias finas), atualmente visíveis, em discordância angular e com lacuna estratigráfica,

sobre o Soco paleozóico (Manuppella et al., 1988; Manuppella, 1992).

Assim, o seu registo sedimentar inicia-se no Triásico e prolonga-se até ao Holocénico. Na zona

a que o Atlas se refere afloram essencialmente formações detríticas do Triásico, formações calcárias

e dolomíticas do Jurássico e alguns sedimentos detríticos do Plio-Plistocénico e do Holocénico.

As formações mais antigas que contactam com os xistos do Grupo do Flysch do Baixo Alentejo

correspondem a uma sequência de rochas argilosas e evaporitos do Triásico-Base do Jurássico, sobre

o qual assenta um complexo Vulcano-sedimentar. A suscetibilidade à meteorização desta sequência

faz com que as áreas em que aflora correspondam a depressões relativamente aos calcários e dolomi-

tos do Jurássico inferior que assentam em discordância sobre as formações mais antigas. Os calcários

e dolomitos, com a sua maior resistência dão frequentemente origem a cornijas. Mais a sul desen-

volve-se sobre as formações jurássicas o designado barrocal, com maior expressão no Algarve Central.

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 avermelha-

das e amareladas, representa a base da Bacia Algarvia. Estas litologias apresentam estruturas sedi-

mentares bem preservadas e definidas, como no caso da estratificação cruzada/entrecruzada e dos

“ripple marks” (Neves, 2007). Segundo Costa et al. (1985), a espessura deste conjunto varia entre os

80/120 metros, no lado ocidental e os 600/800 metros, no lado oriental, apresentando a sua expressão

máxima entre Silves e Querença, o que justifica a sua designação (Arenitos de Silves).

Segundo Moura et al. (2006) a Formação dos Arenitos de Silves resultou do desmantelamento

da Cadeia Hercínica e deposição posterior, em bacias sedimentares, provavelmente associada a regi-

mes fluviais efémeros. No mesmo sentido, Palain (1976) defende que os sedimentos resultantes da

15

erosão desta cadeia (durante o Pérmico) terão sofrido um processo de transporte para zonas costeiras

(como comprovam os depósitos de torrentes encontrados nalgumas zonas do barrocal) e sedimenta-

ção posterior em leques aluviais. Na opinião de Ramalho et al. (2003), este processo culminou com a

formação de rochas sedimentares detríticas, de coloração avermelhada, devido à oxidação dos mine-

rais de ferro, fenómeno relacionado com as condições paleoclimáticas, quentes e áridas, compatíveis

com a posição geográfica, central e próxima do equador, ocupada pela Península Ibérica durante o

Triásico (entre os 0º e os 30º de latitude norte – zona intertropical) (Neves, 2007).

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 per-

mitido que as águas marinhas invadissem, progressivamente, as regiões situadas entre as massas con-

tinentais, levando à formação de lagos/lagoas temporários. Na presença das condições paleoclimáti-

cas 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 (depó-

sitos evaporíticos), encontrados, atualmente, em diversas zonas do Algarve (Loulé, Albufeira e cam-

pina de Faro). Devido à plasticidade destes materiais evaporíticos, verificam-se, mais tarde (no perí-

odo Paleogénico), movimentos ascendentes do gesso, ao longo de fraturas existentes, muitas vezes

sob a forma de diapiros.

O conjunto de pelitos vermelhos (por vezes com tonalidades violáceas e esverdeadas) com in-

tercalações de calcários e dolomitos primários (depositados em charcos temporários calmos), em as-

sociação com os depósitos evaporíticos (com algumas dezenas de metros de espessura), constitui o

chamado Complexo Margo Carbonatado Evaporítico (de Silves), referente ao Jurássico Inferior (Ne-

ves, 2007).

No mesmo período geológico, as referidas fraturas, associadas ao culminar do processo disten-

sivo, 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 emis-

são de escoadas basálticas, filões e piroclastos (Terrinha et al., 2000).

Estes acontecimentos vulcânicos encontram-se representados, em afloramento quase contí-

nuo, ao longo de toda a região algarvia, no chamado Complexo Vulcano-Sedimentar Básico (195 Ma

a 190 Ma), com cerca de 160 metros de espessura (Azerêdo et al., 2003), onde é possível observar

rochas vulcânicas (basaltos, doleritos, tufos vulcânicos e brechas vulcânicas, sob a forma de chaminés

16

vulcânicas, escoadas, diques ou soleiras), intercaladas com algumas litologias sedimentares (Ma-

nuppella e Oliveira, 2000).

Após este importante episódio de vulcanismo básico, terá ocorrido um processo de transgres-

são, que cobriu toda a região algarvia, uma vez que os sedimentos relativos a este período se resumem

a uma série, encontrada no Algarve central, denominada Formação da Picavessa, constituída por cal-

cários (com pequenos nódulos de sílex e microfósseis), dolomitos, calcários dolomíticos e brechas se-

dimentares, litologias associadas a uma plataforma marinha, de águas quentes e pouco profundas

(zonas recifais), condições que permitiram a precipitação conjunta de iões magnésio e cálcio.

A natureza carbonatada da Formação da Picavessa, em associação com as condições paleocli-

máticas existentes, proporcionou o aparecimento do referido modelado cársico, sobretudo na zona

do barrocal algarvio, que, devido ao clima mediterrânico atual da região tem permanecido relativa-

mente resistente aos fenómenos de erosão.

Na transição do Jurássico Inferior para o Jurássico Médio o processo de transgressão marinha

continuou, levando ao aumento da profundidade do mar (ainda que de forma progressiva), como

comprovam os fósseis de organismos pelágicos (como amonites e belemnites), presentes nos calcá-

rios detríticos, nas margas, nos conglomerados e nos calcários margosos datados do início do Jurás-

sico Médio (Costa et al., 1985).

A respeito destes períodos geológicos, observa-se, na região de Sagres (Praia da Mareta), uma

importante sucessão fossilífera de recifes de coral do Jurássico Inferior, coberta por um conjunto (com

aproximadamente 120 metros de espessura) de calcários e margas (litologias formadas em condições

de maior profundidade), com fósseis de amonites e belemnites do Jurássico Médio (Azerêdo et al.,

2003).

No que diz respeito ao Jurássico Superior, Oliveira (1984) considera que se mantém o processo

de sedimentação, em regime de plataforma carbonatada. Os calcários (formados a cerca de 100/150

metros de profundidade) e as margas, respeitantes a este período, encontram-se bastante fossiliza-

dos, com registos de amonites, belemnites, corais, espongiários, bivalves e microfósseis. Estas litolo-

gias encontram-se associadas a mares tropicais, calmos (por vezes afetados por tempestades), límpi-

dos, pouco profundos e com temperaturas da ordem dos 18/20ºC.

No final do Jurássico, início do Cretácico Inferior, terá ocorrido uma nova fase distensiva (relaci-

onada com a continuação da abertura do Oceano Atlântico), comprovada pela existência de várias

falhas, resultantes de movimentos verticais. Neste período, o nível do mar regrediu progressivamente

(ocupando, provavelmente, uma posição semelhante à atual) e às faunas pelágicas, características do

17

mar aberto, sucederam-se, novamente, os recifes de coral, característicos de águas menos profundas.

Esta descida do nível do mar terá permitido o desenvolvimento de um vasto sistema lagunar (com a

instalação generalizada de meios salobros), que ocupou grande parte da região algarvia. Tal como se

verifica em todas as situações de regressão marinha, as zonas lagunares terão recebido, nessa altura,

areias e conglomerados, transportados pelos sistemas fluviais que aí desaguavam (Manuppella et al.,

1988). Contudo, Oliveira (1984) assinala a ocorrência, ainda no decorrer deste período (Cretácico In-

ferior), de uma ligeira subida do nível do mar, responsável pelo deslocamento progressivo de alguns

cordões litorais do Algarve ocidental para o Algarve central.

A falta de registos do Cretácico Médio no Algarve central e ocidental (devida à erosão ou à au-

sência de sedimentação), na opinião de Oliveira (1984), não permite a reconstituição paleogeográfica

destes terrenos.

Segundo Manuppella (1988) após a intrusão do maciço sub-vulcânico de Monchique, iniciou-se

um período de erosão, que abrangeu parte do Paleogénico, já que não se encontram, ao longo de toda

a região algarvia, registos de acontecimentos geológicos significativos, ocorridos entre o Cretácico

Superior e a transgressão marinha do Miocénico (Almeida, 1985). Contudo, destaca-se a existência de

uma fase compressiva (norte-sul), na chamada inversão tectónica (inversão da tendência, até então,

distensiva), associada à Orogenia Alpina e ao processo de rotação da Península Ibérica (Manuppella,

1992), que terá tido maior incidência entre o Cretácico Superior e o Paleogénico Inferior.

A partir do Miocénico Inferior ter-se-á instalado, numa área do litoral algarvio que se estende de

Sagres a Olhão, uma extensa plataforma de depósitos carbonatados, cobertos, irregularmente, por

depósitos detríticos mais recentes. Os calcários e os calcoarenitos/biocalcoarenitos desta formação,

denominada Formação Lagos-Portimão, encontram-se, particularmente bem representados no Al-

garve ocidental (Ponta da Piedade, Praia da Rocha, Praia do Ferragudo e Praia da Marinha) (Oliveira,

1984). Estas litologias reconhecem-se pela sua riqueza fossilífera (recifes de coral, moluscos, ouriços-

do-mar e briozoários), que reflete a existência de uma fauna característica de ambientes marinhos

pouco profundos, com águas quentes e límpidas, favoráveis à formação de carbonato de cálcio (Ra-

malho et al., 2003).

Segundo Ramalho et al. (2003), no final do Miocénico Médio terá ocorrido uma transgressão

marinha muito ampla, uma vez que se podem observar em algumas zonas atualmente distantes do

litoral algarvio (caso de Tunes), afloramentos com biocalcoarenitos da Formação Lagos-Portimão.

No início do Miocénico Superior terão ocorrido mudanças significativas no processo de sedimen-

tação da bacia algarvia, devido a uma série de movimentos tectónicos associados à Orogenia Alpina.

18

Concretamente, a falha de São Marcos da Serra-Quarteira terá promovido um comportamento dife-

renciado, por parte dos sectores ocidental e oriental. No sector oriental os estratos afundaram, por

movimentação ao longo desta falha, o que permitiu a receção dos sedimentos que chegaram a esta

parte da bacia, durante o Pliocénico.

A respeito do Miocénico é possível observar, sobretudo na zona de Cacela Velha (concelho de

Vila Real de Santo António), uma série de conglomerados, areias finas e siltitos, depositados em am-

bientes marinhos (Miocénico Superior), assente sobre os calcários da Formação Lagos-Portimão (Mi-

océnico Inferior) (Pais, 1982). A jazida de Cacela constitui, para muitos paleontólogos, como Santos

(2000) e Pereira (2004), o testemunho melhor preservado e mais completo, em termos de abundância

e diversidade, de moluscos (sobretudo bivalves e gastrópodes) do Miocénico em Portugal.

Os depósitos carbonatados do Miocénico encontram-se igualmente bem representados em al-

gumas arribas costeiras do litoral algarvio, sendo cobertos, de forma irregular, por depósitos detríticos

mais recentes. Segundo Moura et al. (1998), os primeiros sedimentos do Pliocénico (areias grosseiras

e claras), ter-se-ão depositado num ambiente de interface (entre os rios e o mar), numa fase de trans-

gressão marinha, responsável pela diminuição da capacidade de transporte dos sistemas fluviais. De-

vido à falha de São Marcos da Serra-Quarteira esta deposição ocorreu, essencialmente, no sector este,

o que explica a existência de um processo de erosão marinha mais acentuado nestas litologias menos

consolidadas do sotavento algarvio.

Admite-se que a partir do Pliocénico Superior o mar, por um processo de regressão contínua,

tenha deixado o território algarvio totalmente emerso.

O processo de sedimentação da Bacia Algarvia terá continuado no Plistocénico e Holocénico,

com depósitos de natureza continental, representados pelas Areias de Faro- Quarteira, bem repre-

sentadas na Praia da Falésia (Vilamoura), que incluem areias vermelhas, terraços fluviais, aluviões e

areias de praia (Antunes et al., 1981). Relativamente a estes períodos, encontram-se, também, no bar-

rocal algarvio, importantes depósitos de “terra-rossa”, resultantes da dissolução dos calcários, que

cobrem a base das diversas depressões cársicas, bem como alguns terraços fluviais e aluviões resul-

tantes da dinâmica dos rios (Almeida, 1985).

A costa do Barlavento Algarvio é dominada pela presença de arribas verticais talhadas em ro-

chas carbonatadas Mesozoicas e Miocénicas, interrompidas por três troços de litoral de acumulação,

correspondentes a barreiras arenosas que encerram lagunas costeiras em diferentes estados de evo-

lução.

19

As arribas são cortadas em rochas carbonatadas, com alternância de camadas subhorizontais

decimétricas de calcarenitos finos e calcarenitos bioclásticos (Manupella, 1992).

Uma característica típica destas arribas é a elevada carsificação traduzida na presença de uma

rede de algares e cavernas, cuja reação com a erosão marinha produz modelado rendilhado e recor-

tado e a génese de diversos elementos morfológicos característicos como grutas, arcos, leixões, etc.

Sobre as rochas do Miocénico assenta cobertura Plio-Quaternária constituída por areias argilosas ver-

melhas, com espessura variável ao longo do troço e que fossiliza o carso das rochas miocénicas. A

expressão da cobertura arenosa varia ao longo do litoral; em alguns sectores constitui parte conside-

rável da arriba, enquanto noutros resume-se a fina camada superficial.

20

PLANO DE AULA DE CAMPO – Construção de um Roteiro Geológico

O mapa seguinte localiza as paragens que foram alvo de estudo durante esta ação de formação.

A numeração apresentada corresponde ao percurso sequencial que foi efetuado. Em cada uma

das paragens, foram observados aspetos geológicos e aspetos estruturais (de tectónica, de paleoge-

ografia, de geodinâmica) que podem ser destacados em cada uma delas.

Por questões de organização das informações, tratar-se primeiro das paragens correspondentes

à Zona Sul Portuguesa e, em seguida, das que correspondem à Bacia Meso-Cenozoica do Algarve.

Figura 6. Mapa obtido em https://www.google.pt/maps/@37.4483147,-8.668052,9z (acedido em 4jul2018)

21

ZONA SUL PORTUGUESA

Na zona Sul Portuguesa são reconhecidos quatro domínios com características geológicas bem dife-

renciadas, que são: Anticlinal do Pulo do Lobo; a Faixa Piritosa Ibérica, o Grupo do Flysch do Baixo

Alentejo e o Sector Sudoeste (anticlinais de Aljezur e Bordeira).

Este roteiro geológico da zona Sul Portuguesa será constituído por 7 paragens (referenciadas,

no mapa da figura 6 – pág. 20, com os números 1, 2, 3, 4, 10, 11 e 12).

Paragem 1 - Pulo do Lobo

A formação do Pulo do Lobo, contém as formações mais antigas desta Zona Sul Portuguesa,

sendo do Devónico Inferior, trata-se de uma estrutura antiformal composta por várias formações de-

tríticas que compreende filitos e quartzitos muito deformados e rochas vulcânicas básicas interestra-

tificadas (anfibolitos) com assinatura geoquímica do tipo MORB (Basalto das dorsais oceânica).

Figura 7. Aspeto geral da formação do Pulo do Lobo.

22

O movimento convergente de placas terá provocado o fecho do Oceano Rheic com conse-

quente colisão entre o continente Avalónia e o Terreno Ibérico [representado, na sua zona mais ex-

terna, pelo prisma acrecionário do Pulo do Lobo (adaptado de Ribeiro et al., 2007).

Figura 8. Evolução paleogeográfica e geodinâmica da Faixa Piritosa Ibé-rica no contexto da evolução da ZSP.

A. Devónico inferior; B. Devónico Médio.

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Figura 9. Evolução paleogeográfica e geodinâmica da Faixa Piritosa Ibé-rica no contexto da evolução da ZSP.

A. Devónico superior. B. Tournaisiano a Viseano superior.

24

Os filitos encontram-se afetados por metamorfismo elevado, da fácies dos xistos verdes, (zona

da clorite). Na figura 10 notam-se filonetes de quartzo (antigas fendas de tração) dobrados pelo ter-

ceiro episódio de deformação.

Figura 10. Dobra com filonetes de quartzo (antigas fendas de tração) formadas pelo terceiro episódio de deformação.

A cascata (figura 11), originada pela incisão do leito do Guadiana, relaciona-se com o abaixa-

mento do nível do Atlântico no último máximo glaciar (Würm, de 35 000 a 20 000 anos a.C.). Trata-se

de um local excecional que evidencia a última etapa de incisão do rio Guadiana, relacionada com o

último período glaciário, a incisão faz-se a partir de um terraço rochoso muito bem conservado, cor-

respondente ao leito imediatamente anterior.

Figura 11. Cascata do Pulo do Lobo.

25

A pequena cascata evidencia também o controlo litológico dos níveis quartzíticos da Formação

Pulo do Lobo na evolução, para montante, do processo erosivo, correspondendo este local a um knick-

point com excecional visibilidade. Neste local o Rio Guadiana corre sobre quartzitos, rochas muito

resistentes à erosão fluvial e responsáveis pela existência das quedas de água do Pulo do Lobo e tam-

bém pelo aspeto encaixado do rio. A montante e a jusante o rio corre sobre xistos e micaxistos, abrup-

tos como aqui no Pulo do Lobo.

Figura 12. Bloco diagrama esquemático da zona envolvente à queda de água do Pulo de Lobo.

Nesta região podem também ser encontradas, formações circulares, resultantes da ação erosiva

do leito do rio, conhecidas como as Marmitas de Gigante.

Figura 13. Marmitas de Gigante

26

Paragem 2 - Minas de São Domingos

Na Faixa Piritosa Ibérica encontram-se jazigos de sulfuretos maciços polimetálicos vulcanogé-

nicos, formados em ambiente marinho, durante o Devónico superior (382 a 359 Ma aproximada-

mente). Tendo-se verificado contemporaneidade de sedimentação, pelo menos durante o Devónico

Superior, nas bacias deposicionais do Pulo do Lobo e da Faixa Piritosa, no primeiro caso em ambiente

profundo e no segundo num mar epicontinental.

O jazigo de São Domingos está relacionado com a circulação de fluidos hidrotermais entre as

rochas vulcânicas e sedimentares, que terão sofrido intensos processos físico químicos de lixiviação e

troca iónica. Nos locais de descarga destes fluídos formaram-se os sulfuretos polimetálicos. O depó-

sito localiza-se numa sequência de rochas vulcânicas ácidas (riólitos e riodacitos) e básicas e xistos

negros do CVS.

A Mina de São Domingos integra-se num cinturão onde existem muitas massas mineralizadas

em sulfuretos maciços chamada a Faixa Piritosa Ibérica que constitui uma das mais importantes Pro-

víncias Metalogénicas de sulfuretos maciços polimetálicos à escala mundial.

Figura 14. Distribuição da Faixa Piritosa Ibérica.

27

Esta zona está inserida na chamada Faixa Piritosa Ibérica, que se estende ao longo de 250 km,

desde Grândola até Sevilha, e contém grandes concentrações de metais como o ferro, o cobre e o

enxofre. A pirite é uma rocha formada por ferro e enxofre, à qual podem estar associados outros me-

tais, como o cobre, chumbo, zinco, ouro, prata e também arsénio. Esta riqueza de metais levou à

instalação de vários complexos mineiros nesta faixa piritosa, sendo a mina de São Domingos um des-

ses casos.

Figura 15. Minas de São Domingos.

Figura 16. Acumulação de águas resultantes da lixiviação das escombreiras

28

Paragem 3 - Pomarão

Na sucessão exposta no anticlinal de Pomarão, o CVS é constituído por três episódios de vul-

canismo félsico, predominantemente riolítico, diabases e microdioritos na parte inferior. As rochas

magmáticas estão intercaladas em sedimentos terrígenos variados, desde xistos negros na parte in-

ferior até xistos mais siliciosos na parte superior. Destes sedimentos merecem destaque os xistos, sil-

titos e quarzovaques do membro Varjotas, ricos em nódulos de óxidos de ferro e manganés, por este

tipo de sedimentação não ser comum no seio do CVS, e os Xistos Borra de Vinho que constituem ex-

celente marcador estratigráfico.

Figura 17. Meteorização evidente de materiais anteriormente deformados.

Figura 18. Dobras em leitos quartzíticos.

29

Paragem 4 - Castro Marim

O Grupo do Flysch do Baixo Alentejo, também conhecido por Culm, constitui uma sucessão de

sedimentos turbidíticos profundos, com espessura superior a 5km, que foram divididos em três uni-

dades litostratigráficas, designadamente as formações de Mértola, Mira e Brejeira.

A Formação de Mértola é constituída por banca-

das, de grauvaque, que alternam com xistos argilosos e sil-

titos, e ainda níveis de conglomerados e de raros depósi-

tos de torrentes de lama intercalados na sucessão. Os

grauvaques apresentam as estruturas sedimentares ca-

racterísticas dos turbiditos, e ainda bancadas amalgama-

das, fluidizadas, com dobras sedimentares, com filões

clásticos. Muitas das bancadas de grauvaque são ricas em

clastos de argila arrancados ao substrato sedimentar. Os

conglomerados também contêm calhaus e blocos com as

mesmas litologias e são mais comuns próximo dos contac-

tos com as rochas da Faixa Piritosa. A composição dos

clastos e calhaus dos grauvaques e conglomerados sugere

proveniência da própria Faixa Piritosa, não se excluindo

que em parte possam também ter provindo da Zona de

Ossa Morena.

Praia do T Figura 20. Dobra à entrada de Mértola (Antiforma)- afeta

a formação de Mértola

Figura 19. Coluna estratigráfica do Grupo do Flysch do Baixo Alentejo .

30

Paragem 10 - Praia do Telheiro

Na praia do Telheiro é possível observar, no setor norte, o contacto dos sedimentos vermelhos

do triásico, sobre as formações cinzentas do Carbónico, que se encontram deformadas. O contacto

entre as duas formações é designado por discordância angular, uma vez que a estratificação da for-

mação subjacente tem uma inclinação mais acentuada do que a estratificação na formação supraja-

cente. Nesta praia encontram-se igualmente expostas as rochas argilosas (detríticas mais finas) de cor

vermelha, constituintes da formação triásica. A descida para a praia faz-se, na quase totalidade, ao

longo de uma rocha detrítica (semelhante a areia) bem cimentada que faz parte de um conjunto de

dunas consolidadas, de idade quaternária. Nestas dunas antigas são visíveis estruturas cilíndricas, cor-

respondentes a raízes fossilizadas e que tomam o nome de rizoconcreções.

Figura 21. Inconformidade separando os arenitos vermelhos do Triásico dos depósitos de flysch (pelitos e grauvaques) do Carbónico superior.

Vista para a Praia do Telheiro, Vila do Bispo.

Na Ponta do Telheiro observa-se a descontinuidade Paleozoico–Triásico. As rochas paleozoi-

cas que aqui afloram pertencem à Formação da Brejeira (Carbónico) e são constituídas por bancadas

de xistos cinzentos e arroxeados alternados por grauvaques de tom esverdeado ou amarelado por al-

teração .Estas rochas foram claramente atuadas pela orogenia Varisca que nelas imprimiu estruturas

de deformação que apresentam uma direção geral NW – SE, observando-se dobras com plano axial

vertical.

As formações mesozoicas são truncadas por uma superfície de abrasão quaternária coberta

por várias gerações de sedimentos eólicos e costeiros com diferentes graus de consolidação. Estes

depósitos preservam diferentes plataformas de abrasão produzidas pelas oscilações quaternárias do

nível do mar.

31

No barranco da Praia do Telheiro existe um pequeno areeiro que contém depósitos de areias

marinhas, com alguns fragmentos de conchas, sobre o substrato jurássico carsificado. Trata-se de se-

dimentos Plio-quaternários parcialmente fossilizados por resquícios de dunas consolidadas.

Figura 22. Campo dunar consolidado.

Encostados à escarpa atual, existem blocos de grandes dimensões, que correspondem à queda

das dunas consolidadas que coroam a arriba. Para este desabamento contribui a erosão dos arenitos

pouco resistentes que suportam o campo dunar consolidado. Nesta zona é notória a existência de um

paleossolo (caliço) sobre o qual se caminha ao longo da descida até à praia.

Figura 23. Paleossolo

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Paragem 11 - Praia da Murração

Figura 24. Intrusão basáltica do jurássico em sedimentos do Paleozoico Na Praia da Murração afloram:

a Formação de Bordalete – do Tournaisiano (359 – 345 MA) constituída por xistos argilosos e

siltitos finamente laminados, e com intercalações calcisiltíticas de geometria lenticular ou em

nódulos de dimensões variáveis;

a Formação de Murração, do Viseano (345 – 328 Ma) com xistos argilosos e calcários dolomíti-

cos com corais e crinoides na parte inferior e xistos negros piritosos com intercalações de cal-

cário na parte superior ricos em fósseis de goniatites e bivalves;

a Formação de Quebradas, do Baskiriano (318 – 311 Ma) com xistos negros e calcários com

intercalações de nódulos fosfatados, ricos em fósseis de goniatites.

Ocorrem ainda filões de dolerito, do Jurássico Médio (180 – 160 Ma), e areias de praia recentes.

À sedimentação em ambiente marinho restrito e pouco oxigenado da Formação de Bordalete sucedeu

a sedimentação argilo-carbonatada em mar aberto, num ambiente de plataforma, da Formação de

Murração. Esta plataforma foi-se afundando para dar lugar sucessivamente à margem externa da pla-

taforma (Formação de Quebradas) e a um mar profundo onde se cumulou a espessa sucessão de xistos

e grauvaques da Formação da Brejeira. Os filões de dolerito, que atravessam a Formação de Borda-

lete, instalaram-se na sequência da rutura da crosta continental que ocorreu no Jurássico Inferior. Esta

33

rutura constituía a primeira manifestação extencional da crosta que posteriormente conduziu à aber-

tura do Oceano Atlântico.

Figura 25. Filão básico alcalino, com granularidade média e textura dolerítica. Notar a variação de cor no filão, desde rocha fresca e escura, ao centro, até ro-

cha alterada clara no contacto com os xistos encaixantes da Formação de Borda-lete (margem de arrefecimento).

Paragem 12 - Praia da Foz dos Ouriços (Almograve)

O início da visita pela Praia de Almograve permite abordar o começo da deformação. Neste

setor, este terá consistido num encurtamento das ainda numa posição subhorizontal, que se encontra

em evidência nos veios de quartzo.

A sílica que viria a formar o quartzo, transportada em solução por fluidos, ter-se-á depositado

nas fraturas formadas em regime de cisalhamento, bem caraterizado por estruturas em sigmoide (S

esticado). Estas evidências de uma fase inicial compressiva em regime de cisalhamento, são

34

observadas preferencialmente nas camadas mais competentes (mais grauvacoides) por serem mais

frágeis, enquanto as mais incompetentes, ou seja, mais pelíticas, por serem mais dúcteis, ao serem

encurtadas, ter-se-ão tornado mais espessas.

Figura 26. Boudins formados nas camadas mais frágeis, grauvaques, cujas fraturas são frequentemente preenchidas por quartzo, devido aos fluidos em circulação.

Na Praia de Almograve, onde aflora a Formação do Mira, cuja génese, em geral, precede no

tempo a da Brejeira, existem dobras simétricas que são mais vulgares nas zonas mais internas do

prisma acrecionário da ZSP. Com efeito, trata-se de uma particularidade muito local nestes setores

da ZSP sendo que, mais próximo da Praia de Almograve, as dobras tornam-se vergentes para Sul. A

direção das estruturas é, no geral, NNW-SSE.

A Praia do Almograve está talhada em rochas sedimentares do Carbónico que constituem a

maior parte da sua arriba e plataforma de abrasão marinha. A sequência sedimentar constituída por

grauvaques e pelitos do Carbónico encontra-se coberta por uma sequência de areias e cascalheiras do

Pliocénico-Pleistocénico, que apenas surge no topo da arriba e que localmente apresenta concentra-

ção de óxidos de ferro.

Para o interior surge um extenso campo dunar. A praia está confinada por uma arriba rochosa

com 10-15 metros de altura e apresenta uma extensa plataforma de abrasão onde se pode observar

na baixa-mar a deformação das rochas sedimentares do Carbónico.

Figura 27. Exemplos do dobramento das camadas de grauvaque e de peli-tos do Carbónico na arriba e na plata-forma de abrasão .

35

Para além de dobras assimétricas, é igualmente possível observar bem os já referidos corredo-

res de cisalhamento que fizeram rodar as dobras formadas na fase de deformação.

As dobras observam-se a várias escalas, sendo essa particularidade também observável na

Praia de Almograve, nomeadamente as dobras assimétricas, com flanco normal longo e flanco inverso

curto, vergentes para SW.

Figura 28. Na Praia da Foz dos Ouriços é bem visível o estilo de deformação as-sociado à zona Sul Portuguesa é bem vi-sível. É assim possível exemplificar aqui o estilo de dobramento típico das zonas mais externas do orógeno Varisco, bem como o associado às fases tardi-Varis-cas.

B

A

Figura 29. Dobras assimétricas em pelitos (A) e em grauvaques (B), ver-gentes para SW. Em B é evidente o espessamento da charneira da dobra no nível pelítico (i.e. dobramento si-milar). Devido ao comportamento dúctil, esse nível acomoda-se ao es-paço existente, tornando-se mais es-pesso junto à charneira, e mais fino nos flancos.

36

BACIA MESO-CENOZOICA DO ALGARVE

A Bacia Algarvia, localizada entre o cabo de S. Vicente e o rio Guadiana, é constituída por mais

de 3000 metros de sedimentos, essencialmente marinhos, acumulados durante o Mesozoico e o Ce-

nozoico, que assentam discordantemente sobre o substrato Paleozoico da Zona Sul Portuguesa. O

enchimento sedimentar da Bacia Algarvia passou por várias etapas deposicionais, intensamente rela-

cionadas com eventos tectónicos distensivos e compressivos em associação com variações do nível

do mar.

A sua formação e desenvolvimento estiveram na estreita dependência da fraturação 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.

O roteiro geológico da Bacia Meso-Cenozoica do Algarve será constituído por 6 paragens (refe-

renciadas, no mapa da figura 6 – pág. 20, com os números 5, 6, 7, 8, 9 e 10).

Paragem 5 - Cacela Velha

Nesta paragem será dada relevância ao conteúdo fossilífero e das fácies litológicas da arriba

fóssil de Cacela importante para a reconstituição paleoambiental do Miocénico superior.

A jazida fossilífera de Cacela localiza-se na extremidade nascente do Parque Natural da Ria

Formosa (Algarve), nas arribas do sistema lagunar entre o Forte de S. João da Barra, em Cabanas de

Tavira, e o enraizamento da península de Cacela próximo da povoação de Manta Rota.

Aqui afloram rochas sedimentares (fig.30) de idade Miocénico, com cerca de 7-9 milhões de

anos (Ma), em que ocorre uma grande diversidade de fósseis de moluscos bivalves e gastrópodes em

excelente estado de conservação, importantes para a reconstituição paleoambiental do Miocénico.

Figura 30. Jazida fossilífera de Cacela.

37

A presença de fósseis de espécies típicas de águas quentes indica que a região de Cacela seria

banhada por águas mais quentes do que as atuais, com temperaturas semelhantes às encontradas

hoje em dia nas regiões tropicais.

Paragem 6 - Vale de Lobo

Nesta paragem será possível observar a erosão costeira com recuo de arribas, o impacto an-

trópico e obras de proteção (perturbações da evolução da faixa costeira).

Vale do Lobo desenvolve-se num sistema de arribas talhadas em formações atribuídas ao Mi-

océnio e/ou pós-Miocénico, as quais estão protegidas, em maior ou menor grau, da ação direta do

mar, pela existência de praia contínua na base da arriba (fig.31).

Figura 31. Arriba.

A litologia dominante é constituída por arenitos e siltitos mal consolidados, por vezes com ca-

madas cascalhentas. Como estes tipos litológicos são facilmente desagregáveis, os processos de ero-

são continental provocaram intenso desmoronamento.

Podem considerar-se, nestas arribas, três tipos principais de erosão:

marinha, na base; pelo impacto das ondas associado a fenómenos de metralhagem na face

da arriba, devido aos inúmeros clastos da plataforma de abrasão que causam a erosão do

sopé da falésia, verificando-se posteriormente a ocorrência de desabamentos por falta de

sustentação do maciço;

38

sub-aérea, no topo; dependente do escoamento superficial em períodos de ocorrência de

intensa precipitação, que através de escoamento canalizado dá origem a sulcos e a ravina-

mentos e através de um escoamento difuso através de pequenas fissuras que com o passar

do tempo e com a ação da chuva e sol aumentam consideravelmente até que se surge o

desmoronamento desta zona de falésia;

eólica e pluvial incidindo em toda a face da arriba; os perfis das arribas revelam, frequente-

mente, formas côncavas com base tendendo para a verticalidade. A ocorrência de desliza-

mentos desencadeados pela precipitação e ventos fortes, são facilitados pela presença de

árvores cujas raízes originam um alargamento das fendas e por vibrações no topo das arri-

bas.

Figura 32. Erosão da falésia.

A estes tipos de erosão (fig.32) haverá que adicionar a induzida pelo próprio homem, antrópica,

através da circulação de veículos junto ao bordo das arribas, do escavamento pontual das arribas (e.g.

graffiti desenhados pelos turistas), alguma impermeabilização dos solos e deficiente rede de drena-

gem pluvial.

A piscina e campo de golfe do complexo turístico de Vale do Lobo, localizada no topo da arriba,

encontra-se em grave perigo pelo recuo da arriba, como se observa na figura 31.

Para minimizar os riscos é possível fazer intervenções como a colocação de redes/malhas, de

barreiras, para proporcionar a queda controlada de determinados blocos ou a consolidação recor-

rendo a betão. Noutros casos, a interdição do uso de determinadas zonas é a única medida possível.

39

Paragem 7 - Praia da Luz

Nesta paragem poderão observar-se margas e calcários lacustres do Cretácico médio, corta-

dos pela chaminé vulcânica das Ferrarias.

A Praia da Luz apresenta três ambientes geológicos: sedimentar, metamórfico e magmático.

Figura 33. Arribas a este da povoação da Luz interrompidas pela intrusão magmática.

Na Praia da Luz aflora em excelentes condições uma sucessão sedimentar depositada no Cre-

tácico Inferior (fig.33). Esta é constituída por intercalações de camadas de arenitos, argilitos de várias

cores, margas, calcários e calcários margosos. Estas rochas sedimentares foram, na sua maioria, de-

positadas em ambientes margino – litorais muito sensíveis às variações do nível do mar correspon-

dendo a dois ciclos transgressivos sucessivos (fig.34).

Figura 34. Diferenças de competência das litologias (calcários e arenitos) nas arribas a Este da povoação da Luz.

O ciclo transgressivo inferior corresponde, aproximadamente, aos primeiros 50 metros da su-

cessão acima dos arenitos com a presença de níveis ricos em Nerinea algarbiensis (fig.35), sendo o

40

único que se encontra completo. A presença destes fósseis sugere que os arenitos foram depositados

num ambiente sedimentar marinho litoral de elevada energia sobre a influência de correntes de ma-

rés.

Figura 35. Arenitos com Nerinea algarbiensis.

Este ciclo transgressivo foi bruscamente interrompido pela deposição do conglomerado e are-

nitos de fácies litorais que indicam uma diminuição da coluna de água do mar em relação aos sedi-

mentos subjacentes. A deposição do nível arenítico anterior sugere um evento regressivo brusco e

sem continuação no tempo, pois os sedimentos do topo da coluna estratigráfica sugerem o estabele-

cimento de novo ciclo transgressivo. Os arenitos exibem granosselecção positiva, estratificação cru-

zada (fig.36). Nos planos de estratificação dos arenitos são abundantes os fragmentos de plantas car-

bonizados. O ambiente sedimentar sugerido pelas estruturas sedimentares para estes arenitos é ma-

rinho litoral com grandes influências continentais.

Figura 36. Arenito apresentando estratificação cruzada.

41

Observações no local permitiram identificar, nas sequências sedimentares, falhas inversas

(fig.37-a) e normais (fig.37-b) associadas a regimes compressivos e distensivos, respetivamente.

Figura 37-a. Falha inversa Figura 37-b. Falha normal.

As litologias mais competentes (arenitos e calcários) exibem sistemas de diaclases arranjados

em padrões ortogonal e conjugado (fig.38).

O afloramento, em forma de esporão que interrompe a comunicação entre a Praia da Luz e a

de Porto de Mós, corresponde a uma chaminé vulcânica (fig.39) de composição basáltica, que engloba

calhaus heterométricos de rochas diversas, nomeadamente sedimentares, arrancadas aos estratos

que atravessam. Contém ainda, um dique (fig.40) com orientação N-S com alguns metros de espes-

sura, com a particularidade de enviar apófises em várias direções, que penetram a grande massa de

rocha vulcânica sendo o melhor afloramento de rocha ígnea intrusiva do Algarve.

a b

Figura 38. Diaclases.

42

Figura 39. Chaminé vulcânica Figura 40. Dique básico.

O tipo de rocha vulcânica dominante apresenta uma textura vesicular com a presença de pe-

quenos geodes (fig.41). É ainda possível observar texturas vulcânicas brechoides com clastos de ro-

chas vulcânicas e xenólitos. As rochas vulcânicas dominantes classificam-se petrograficamente como

Monchiquitos.

Figura 41. Rochas vulcânicas da Ponta das Ferrarias.

O contacto entre a sucessão sedimentar da Praia da Luz e a intrusão magmática é abrupto. A

intrusão magmática originou uma zona de metamorfismo que provocou nas rochas sedimentares um

endurecimento e mudanças nas suas cores originais. Na zona de metamorfismo de contacto são co-

muns fraturas preenchidas por minerais (principalmente calcite) que precipitaram de soluções fluidas.

43

Paragem 8 - Amorosa, S. Bartolomeu de Messines

Nesta paragem é possível observar – Formação dos arenitos de Silves; Formação da Dagorda

(pelitos, carbonatos dolomíticos e evaporitos do Jurássico); Complexo Vulcano-Sedimentar Básico)

Aqui são observados dois importantes episódios deposicionais e um importante episódio vul-

cânico: Arenitos de Silves, Complexo Pelítico Carbonatado Evaporítico de Silves (Formação da Da-

gorda) e Complexo Vulcano-Sedimentar (fig.42).

Figura 42. Carta geológica da região de Torre Amorosa, S. Bartolomeu de Messines.

Formação dos arenitos de Silves:

Esta unidade é constituída por argilas vermelhas e raros conglomerados, na base, seguidos de

arenitos, siltitos e argilas, com tonalidades avermelhadas. Datada do Triássico Superior, com base no

conteúdo fóssil, esta unidade apresenta estruturas sedimentares muito bem preservadas (estratifica-

ção cruzada, granosseleção positiva e estruturas canalizadas) que sugerem tratar-se de um ambiente

sedimentar fluvial, associado a inúmeros leques aluviais, provavelmente instalados numa região semi-

desértica, sobre o soco Varisco (fig.43).

Figura 43. Estratos do arenito de Silves.

44

Formação da Dagorda (pelitos, carbonatos dolomíticos e evaporitos do Jurássico):

O limite inferior desta unidade já foi definido no número anterior. O limite superior é constitu-

ído pelo complexo vulcano-sedimentar. A unidade engloba duas subunidades, a saber: Na base - ter-

renos essencialmente argilo-siltosos com algumas camadas areníticas e dolomíticas. No topo - dolo-

mitos cinzentos, cristalinos, de grão fino e calcários margosos dispostos em bancadinhas muito finas.

Os dolomitos apresentam-se dispostos em bancadas espessas bem delimitadas. Em associação sur-

gem depósitos evaporíticos de sal-gema e gesso (fig.44).

Figura 44. Estratos de argilas e margas da Formação da Dagorda.

Em alguns locais ocorrem bancadas de calcários dolomíticos que fazem a transição para o

Complexo Vulcano-Sedimentar.

Complexo Vulcano-Sedimentar Básico):

Inclui escoadas vulcânicas, diques, soleiras de doleritos, tufitos e brechas vulcânicas, em asso-

ciação com margas bicolores e localmente com numerosos xenólitos de calcário dolomítico.

Relacionado com estes episódios de vulcanismo está a presença de uma série espessa de rochas piro-

clásticas onde se intercalam por vezes escoadas de basaltos com vesículas preenchidas por calcite e

camadas finas de argilitos. A presença de camadinhas de argilitos indica pausas na atividade vulcânica.

As rochas magmáticas estão relacionadas com o processo distensivo que levou à diferenciação

de um rifte, associado à abertura do Oceano Atlântico Norte e Central.

45

Paragem 9 - Praia da Mareta

Nesta paragem é possível observar: Dobras sin-sedimentares (paleossismitos); Recife de coral

carsificado do Jurássico médio; margas e calcários detríticos com icnofósseis de zoophycos,; calcoa-

renitos bioturbados; filão dolerítico.

Na Praia da Mareta, as rochas que afloram são praticamente todas do Jurássico médio e alguns

estratos do Jurássico superior.

A sequência de sedimentos observável na praia da Mareta representa um registo sedimentar

de crescente profundidade da coluna de água, com os sedimentos mais antigos formados a menor

profundidade enquanto os sedimentos mais recentes se formaram a maiores profundidades.

Os sedimentos mais antigos observáveis na praia da Mareta correspondem a unidades recifais,

que se encontram carsificadas por um período de exposição sub-aérea. Este tipo de corais apenas se

desenvolve em zonas de pequena profundidade, de águas quentes e límpidas, constituindo um exce-

lente indicador das condições paleoambientais. Esta formação recifal foi erodida o que é indicador de

uma descida do nível do mar e exposição sub-aérea responsável pela sua erosão (fig.45).

Figura 45. Afloramento do recife de corais.

46

Os Icnofósseis de Zoophycos (fig.46) são visíveis nos calcários margosos que constituem a uni-

dade “ Margas e Calcários detríticos com Zoophycos da praia da Mareta”. As pistas de Zoophycos

apresentam uma grande distribuição estratigráfica, sendo muito frequentes, nas sequências calcitur-

biditicas.

Nos afloramentos de calcário margoso compacto, de cor amarelada aparecem registos de fe-

nómenos de escorregamentos contemporâneos da sedimentação (slumping). No topo termina por

uma superfície ondulada que corta obliquamente as camadas superiores, definindo uma clara discor-

dância. Na arriba estão expostos vários horizontes evidenciando materiais deslocados, exibindo do-

bras e falhas sin-sedimentares isto é que afetaram os sedimentos quando estes ainda se estavam a

depositar (fig.47).

Figura 47. Dobras sin-sedimentares (paleossismitos).

Figura 46. Icnofósseis e esquema das pistas de Zoophycos.

47

As rochas sedimentares são cortadas por um filão dolerítico (fig.48) resultante de uma injeção

magmática.

Figura 48. Filão de dolerito.

O contacto entre a sucessão sedimentar e a intrusão magmática originou uma auréola de me-

tamorfismo (fig.49). A rocha metamórfica formada é, muito provavelmente, mármore (fig.50).

Figura 49. Auréola de metamorfismo.

Figura 50. Rocha metamórfica.

48

Paragem 10 - Praia do Telheiro

Nesta paragem é possível observar a discordância angular entre os arenitos triássicos, de ori-

gem fluvial sub-horizontais e os turbiditos carboníferos da Formação da Brejeira do Grupo Flysch do

Baixo Alentejo, dobrados pelos movimentos variscos.

Neste pequeno promontório da costa atlântica, situado cerca de 6 quilómetros a noroeste de

Sagres, observam-se os afloramentos mais meridionais dos turbiditos do Grupo do Flysch do Baixo

Alentejo, assim como os Grés de Silves.

A existência de uma superfície aplanada, no topo da arriba é constituída pela Formação do Grés

de Silves, do Mesozoico (Triássico), que assenta sobre as rochas da Formação da Brejeira, Paleozoico

(Carbónico), numa nítida discordância litológica e geométrica.

Esta discordância abarca o período de tempo correspondente a 55 Ma, durante o qual se deu a

elevação e erosão de parte significativa da Cadeia Orogénica Varisca, originada durante o Carbónico

Superior, admitindo-se terem sido arrasados entre 3 a 5 Km da crosta continental (fig.51).

Figura 51. Discordância angular dos Grés de Silves.

49

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CARACTERIZAÇÃO DO CURSO DE FORMAÇÃO

FORMADOR João Lopes Pacheco FORMANDOS Alcina Eduarda Ferreira Salgado Lobo Arlindo Cruz Tomaz Cacilda Cristina Antunes F. L. Sousa Camila Gabriela Machado Sousa Filipe Norberto Dias Rodrigues de Freitas Joaquim Ferreira da Silva Nuno Lina Fernanda Cabral Fonseca Maria Alexandra A. M. Rocha Casteleiro Maria da Conceição Ferreira da Silva Maria Fernanda Antunes Ferreira Lopes Maria de Fátima Alpoim S. P. Mendes Rosa Maria C. M. Viana Xavier CALENDARIZAÇÃO Início do Curso de Formação 16 de abril de 2018 Final do Curso de Formação 5 de julho de 2018 Número de dias de formação 9 (nove) Total de horas de formação 25 (vinte e cinco) Número de créditos de formação 1 (um) LOCAL DE REALIZAÇÃO Escola Secundária Francisco de Holanda, Guimarães Região Sul do País (Alentejo e Algarve)