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ARRÁBIDA E SINTRA: DOIS EXEMPLOS DE TECTÓNICA PÓS-RIFTING DA BACIA LUSITANIANA - page 21 / 27

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entre a possível falha do Gargalo do Tejo de orientação aproximada E-W e a região de Loures. A sua cartografia na área

imersa encontra-se todavia por realizar. Este cavalgamento deforma todas encaixantes, das quais as mais recente

as formações s são de idade

paleogénica. A actividade paleogénica para a actividade do Cavalgamento de Sintra é compatível com idades paleogénicas de exumação do CIS estabelecidas com base em medições de traços de fissão em apatites (Stapel, 1999).

As falhas de direcção N-S que funcionam como rampas laterais dos cavalgamentos são provavelmente herdadas da distensão jurássica, como é sugerido por perfis sísmicos de reflexão de orientação E-W localizados pouco mais a Norte da área de estudo (latitude aproximadamente N39º 2’,4, vide Rasmunssen et al., 1998).

As falhas de orientação NW-SE e NE-SW que funcionaram como desligamentos, respectivamente dextrógiros e sinistrógiros durante a inversão tectónica, formação das dobras da região e transporte tectónico no cavalgamento de Sintra não são falhas conjugadas deste evento tectónico, no sentido estrito, i.e. não se formaram durante este evento tectónico. Estas falhas foram activas durante a distensão no jurássico médio e superior como se pode constatar em diversos locais, como por exemplo no Forte da Baralha na serra da Arrábida (Kullberg 2000) e no litoral entre a praia do Guincho e a pont da Abelheira (Terrinha et al. Subm.), respectivamente. Contudo, a origem destas falhas remonta ao episódio de fracturação tardi-varisca, provavelmente (Arthaud e Matte, 1977 e Ribeiro, 2002). Posteriormente, estas falhas foram reutilizadas como vias de ascensão magmática síncronas do evento magmático alcalino neo-cretácico de Sintra, Sines e Monchique (Terrinha 1998, Terrinha et al., 2003, Terrinha et al., subm.). O levantamento cartográfico mostra claramente a reactivação duma destas falhas (NW-SE) afectando o Miocénico inferior na zona de Oeiras.

  • -

    O anticlinal de Monsanto

A estrutura morfo-tectónica de maior relevância na região da cidade de Lisboa é o anticlinal de Monsanto onde afloram o Cretácico inferior no centro, o Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL) na periferia e o Complexo de Benfica no flanco norte. A direcção do anticlinal é aproximadamente E-W e a estratificação nos flanco atinge valores máximos de cerca de 60º para Norte e para Sul. O contacto entre o Cretácico o CVL no flanco Sul é feito por falha, bastante inclinada e com componente cavalgante.

  • O

    Miocénico a norte do anticlinal encontra-se sub-horizontal

apenas apresentando estruturas discretas mesoscópicas de compressão.

IV.2. TECTÓNICA INTRUSIVA

A tectónica associada à intrusão do Complexo Ígneo de Sintra (CIS) deve ser analisada quer do ponto de vista

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geométrico quer cronológico, como qualquer outro tipo de deformação. Enquanto que as relações de corte entre os corpos magmáticos podem ser esclarecedoras em relação à sua cronologia, as relações de corte entre estes e as formações sedimentares apenas nos atestam sobre a anterioridade do encaixante e não sobre a fase intrusiva. Deste modo, é imprescindível um bom constrangimento das idades das formações magmáticas para se poder calibrar cronologicamente a sequência dos respectivos eventos de deformação.

  • O

    CIS é constituído por uma formação granítica cuja idade

ronda os 82 M.a. (Bonhomme et al., 1961; MacIntyre e Berger, 1982; Miranda et al. 2006), de forma aflorante elíptica com eixo maior de orientação E-W, que envolve uma intrusão de forma aflorante oval, de eixo maior tem direcção NNW-SSE, cuja idade se encontra estabelecida entre os 75 e os 78 M.a. (Storetvedt et al., 1987) constituída por gabros, dioritos, sienitos e brechas intrusivas. Uma descrição pormenorizada destas formações encontra-se em Alves (1964). A estas duas intrusões encontram- se associados campos filoneanos também descritos por Alves (1964) e que se podem sistematizar em soleiras, filões cónico (cone sheets) e diques radiais.

A deformação associada à intrusão do CIS pode subdividir- se em: i) formação de brechas intrusivas, ii) deformação dúctil no encaixante e iii) deformação discreta (ou frágil) no encaixante.

As brechas, que podem ser de composição variada (Alves 1964) ocorrem nos contactos entre a intrusão granítica e a gabro-sienítica ou no interior desta última.

As soleiras, de micro-gabro, dolerito ou lamprófiros observam-se no encaixante e não foram observadas relações de corte entre elas e o granito. Ocorrem profusamente no flanco Oeste do CIS e são menos comuns no flanco Sul, onde são cortadas por diques radiais e cónicos. As soleiras e o encaixante foram estirados pela intrusão do granito de Sintra, evidente apenas junto ao contacto sob a forma de estruturas em dominó nas soleiras e sedimentos, achatamento de calhaus nos conglomerados do Jurássico superior, bandas de cisalhamento e fissuras tractivas nos sedimentos. Estas últimas são sistematicamente sub-perpendiculares à estratificação, inclinando no sentido da intrusão e conferem um aspecto característico “zebrado” à rocha, de bandas brancas e negras, provavelmente devido à oxidação de matéria orgânica nos pelitos do Oxfordiano por fluidos circulantes exalados da intrusão ou por convecção controlada pelo calor emanado da mesma.

Soleiras de micro-gabro foram datadas entre os 85 M.a. e os 93 Ma, entre Paço d’Ilhas (38º 59' 54''N, 9º 24' 02''W) e Foz da Fonte (38º 27' 03''N; 9º 12' 06''W) (Mahmoudi, 1991, Miranda et al., 2006). Sugere-se que as soleiras sejam a manifestação superficial dum magmatismo do qual derivou o granito de Sintra, anterior à intrusão gabro-sienítica e CVL (Terrinha 1998, Terrinha et al., 2003, Terrinha et al., subm.).

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