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ARRÁBIDA E SINTRA: DOIS EXEMPLOS DE TECTÓNICA PÓS-RIFTING DA BACIA LUSITANIANA - page 10 / 27

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muito aproximada de 30 Ka para os níveis arqueológicos explorados (Antunes, 1990/91).

Sobre a Formação de Marco Furado desenvolvem-se extensos campos de dunas recentes que atingem cotas de 110 m nos Medos de Albufeira, um pouco a Sul de Fonte da Telha. Paleossolos situados perto da base dos conjuntos dunares deram datações 14C de 1840 ± 110 anos BP na base e 1190 ± 90 anos BP (Manuppella et al., 1999). Na planície litoral para sul de Trafaria e até a lagoa de Albufeira existem areias eólicas e dunas longitudinais. Ao longo das linhas de água existem aluviões desenvolvidas, merecendo destaque as que constituem os sapais envolventes do estuário do Tejo. Entre a foz do Tejo e Foz da Fonte, ao longo da linha de costa, existem areias de praia. No sopé da Arriba fóssil de Costa de Caparica ocorrem depósitos de vertente.

Evolução paleogeográfica

As primeiras reconstituições paleogeográficas do sector distal da BBT foram apresentadas por Antunes (in Ribeiro et al., 1979). Novos dados, incluindo os fornecidos pelo estudo da sondagem de Belverde (Pais et al., 2002; Legoinha et al., 2002; Pais, 2004) e a caracterização de unidades alostratigráficas nos sectores intermédio e proximal possibilitaram o estabelecimento de novos mapas paleogeográficos esquemáticos (fig. 6).

Na primeira transgressão miocénica, o mar penetrou na Península de Setúbal. A partir de então, a sedimentação na região de Lisboa e da Península de Setúbal ocorreu na interface oceano-continente, com oscilações da linha de costa dependentes das variações do nível do mar e dos efeitos da tectónica. Aparentemente, a primeira entrada do mar deu-se de Sul, tendo definido um golfo estreito e pouco reentrante que atingiu a região de Lisboa durante o Burdigaliano inferior (início da sequencia deposicional B1). As águas quentes permitiram a instalação de recifes de corais definindo uma barreira orientada N-S. A Arrábida constituiu uma ilha desde a sua elevação no Burdigaliano superior (de 17 Ma). A penetração do mar na bacia definiu golfos mais ou menos extensos conforme o nível do mar, a taxa de subsidência e os acarreios sedimentares.

Um alto fundo marinho orientado N-S e coincidente aproximadamente com a actual linha de costa protegeu o sector interno da golfo da Península de Setúbal, onde, a subsidência permitiu sedimentação de mais de 1 000 m de sedimentos neogénicos enquanto sobre o alto-fundo apenas são conhecidos cerca de 200 m.

Durante os níveis eustáticos altos (essencialmente no Burdigaliano médio, Serravaliano inferior e no Tortoniano inferior) as águas salobras estenderam-se para o interior da bacia até cerca de 150 km. A serra da Arrábida constituiu uma ilha no Burdigaliano e no Serravaliano, o mesmo tendo acontecido com a serra de Sintra no Serravaliano (fig. 6 B e C).

No interior, o Tejo divagou numa planície aluvial extensa no Miocénico inferior e médio (fig. 6 A, B e C). No Tortoniano

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inferior (fig. 6C) instalou-se uma extensa área pantanosa com alguns lagos no Ribatejo. Acumularam-se os calcários de Almoster e as argilas de Tomar.

No Pliocénico deu-se uma regressão generalizada. Areias fluviais chegaram até à Península de Setúbal (Formação de Ulme, Formação de Santa Marta). Das áreas mais proximais progradaram para SW leitos de conglomerados Formação de Almeirim e de Falagueira) (fig. 6D).

III. ESTRUTURA E TECTÓNICA DA CADEIA DA ARRÁBIDA

A Cadeia da Arrábida é uma estrutura orogénica de pequena dimensão, situada na extremidade meridional da Península de Setúbal. É formada por um conjunto de relevos alinhados ao longo de uma faixa com cerca de 35 km de extensão, orientada segundo direcção WSW-ENE, com 5 a 7 km de largura em média. Confina a Norte e Este com extensas planuras e a Sul e Oeste com o oceano Atlântico, através de um conjunto de arribas vigorosas e activas.

Paul Choffat (1908) estendeu ao conjunto desta unidade morfoestrutural a designação de “Arrábida”, originalmente reservada ao relevo mais importante (Serra da Arrábida, sensu strictum) que culmina no actual vértice do Formosinho (501m). Os relevos mais importantes encontram-se no sector oriental da Arrábida, a Este de Sesimbra, as serras do Risco (380m), Formosinho, S. Luís (392m), Gaiteiros (229m), S. Francisco (257m) e Louro (224m), de sul para norte. No sector ocidental observa-se uma aplanação que é o “relevo mais uniforme de toda a Arrábida” (Ribeiro, 1935), designada por Planalto ou Plataforma do Cabo Espichel, com cerca de 10 km de extensão, inclinando cerca de 1%, desde a cota de 240m no rebordo da depressão de Sesimbra, até à arribas ocidentais com cerca de 140m de altura.

Do ponto de vista estrutural, a cadeia está limitada: a) a Norte pelo sinclinal de Albufeira, sinclinal amplo, e com eixo paralelo à cadeia; b) a Este pela falha de Setúbal-Pinhal Novo (FSPN) com orientação aproximada NNW-SSE; c) a Sul pela Falha da Arrábida (FA) situada no mar, que se presume subparalela à estrutura emersa e d) a Oeste por falha assinalada por Boillot et al. (1978), situada cerca de 5 km ao largo, na plataforma continental, com orientação próxima de NW-SE (Ribeiro et al., 1990; Kullberg et al., 2000).

No interior da cadeia, numa área relativamente reduzida, aflora um conjunto apreciável de estruturas, de tipos e géneses variadas, que testemunham diferentes episódios de evolução da Margem Ocidental Ibérica (MOI) ao longo do ciclo alpino.

A Cadeia da Arrábida é uma estrutura de inversão tectónica da Bacia Lusitaniana. Esta bacia evoluiu em regime distensivo, com direcção principal de extensão genericamente E-W, desde

  • o

    Triásico até quase ao topo do Cretácico inferior (Aptiano

superior), associado à abertura progressiva do Atlântico Norte, desde as primeiras fases de rifting intra-continental associado à

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