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ARRÁBIDA E SINTRA: DOIS EXEMPLOS DE TECTÓNICA PÓS-RIFTING DA BACIA LUSITANIANA - page 7 / 27

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e isótopos de C e de O constituem uma fonte de informação ampla e diversificada para reconstituições paleoecológicas e paleogeográficas bem como para correlações entre unidades marinhas e continentais.

A análise e integração de numerosos dados líticos, e biostratigráficos, tais como a primeira e última ocorrência de alguns táxones de foraminíferos, ostracodos e mamíferos, em conjunto com datações isotópicas, permitiram o estabelecimento de um quadro cronostratigráfico de elevada resolução, e para a caracterização de 10 sequências deposicionais para o Neogénico da BBT que, pelo menos em parte, correspondem a ciclos de 3ª ordem de Haq et al. (1987). Para mais detalhes ver Antunes et al., 1996b, 1999, 2000; Legoinha, 2001. Nas figuras 4 e 5 apresenta-se o enquadramento estratigráfico geral para o Miocénico do sector distal da BBT.

Os afloramentos do Portinho da Arrábida merecem destaque particular, pois registam episódios de deformação tectónica relacionados com a instalação da serra da Arrábida (Pais et al., 1991; Antunes et al., 1995). Os últimos depósitos

paleogénicos

são

continentais,

detríticos,

grosseiros,

esbranquiçados. Sobre eles ocorrem arenitos avermelhados a amarelados, marinhos, que forneceram datação 87Sr/86Sr de 18,8 M.a. na parte inferior e de 17,5 M.a. no topo, a que

corresponde

  • o

    Burdigaliano

inferior,

aproximadamente

equivalente das Div. III e IVa do Miocénico de Lisboa-Almada (Cotter, 1956). Representam o ciclo transgressivo que culminou na Div. IVa. Este conjunto foi dobrado e sobre ele assentam em discordância angular no extremo Oeste do Chão da Anixa e em paraconformidade no sector Este, calcários ricos de clastos rolados de quartzo, com abundantes rodólitos, pectinídeos de grandes dimensões e ouriços. Deram datação 87Sr/86Sr de 16,5 Ma. Sobre este conjunto existem areias finas e siltitos encimados por biocalcarenitos datados de 16 M.a. (início do Miocénico médio, equivalente da Div. Vb de Lisboa/Almada). A deformação tectónica responsável pela discordância angular data aproximadamente de 17 M.a. e corresponde a lacuna reconhecida na generalidade do sector distal da BBT situada no final da Div. Va2. Os conjuntos sedimentares pós discordância angular também estão dobrados o que pressupõe a ocorrência de outras fases tectónicas mais recentes do que 16 M.a. (Antunes et al., 1995).

A evolução climática também foi caracterizada. As faunas continentais e as floras apontam para descida progressiva da temperatura média e da humidade ao longo do Miocénico, com oscilações para condições mais secas, em especial durante os intervalos de baixo nível marinho (Burdigaliano inferior e superior). Houve aridez acentuada no Langhiano, e intervalos húmidos no Burdigaliano médio e no Serravaliano, coincidentes com os níveis marinhos mais elevados. No Tortoniano as condições climáticas foram temperadas. No mar, prevaleceram condições tropicais. Os máximos de temperatura foram atingidos

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no Burdigaliano superior e no Langhiano com valores semelhantes aos do Golfo da Guiné actual. A partir daí a temperatura decresceu para valores semelhantes aos da costa de Marrocos. As faunas continentais e as floras apontam para alternância de episódios húmidos e mais secos, tendo havido mesmo intervalo com aridez acentuada no Langhiano (Antunes & Pais, 1984; Lauriat-Rage et al., 1993; Pais 1999).

No Pliocénico houve regressão generalizada. O pré-Tejo transportou areias arcósicas que se estendem desde o sector proximal e penetraram mesmo na Bacia de Alvalade, galgando o horst de Belverde - Senhor das Chagas, não longe de Alcácer do Sal. Na Península de Setúbal, longe da fonte, as areias são

finas

(Formação de Santa

Marta),

bem

calibradas e

praticamente desprovidas de leitos de calhaus. Contudo, na base, ocorrem canais cascalhentos que erodem os depósitos

marinhos

miocénicos,

correspondendo

ao

inicio

da

sedimentação fluvial. Na região do Laranjeiro, estes níveis incluem clastos de basaltos provenientes da região de Lisboa denunciando a existência de drenagem de N e NW para o interior da Península de Setúbal. No interior (sector intermédio) a Formação de Santa Marta é equivalente da Formação de Ulme representada por areias mais grosseiras e menos evoluídas. No terço superior da Formação de Santa Marta regista-se um breve episódio transgressivo. Águas salobras entraram na Península (Azevêdo, 1983); afloram argilas com gesso, macrorrestos de vegetais, ostras e Dreissena. Depois, os depósitos fluviais regressaram à Península. Sobre elas ocorrem conglomerados com clastos de quartzito e de quartzo, alguns facetados pelo vento. Forneceram indústrias líticas pré- acheulenses que os permite colocar próximo do limite Plio- Plistocénico (Azevêdo et al., 1979b, Azevedo & Cardoso, 1986). Sobre o Conglomerado de Belverde existem depósitos de leques aluviais gerados na dependência da Serra da Arrábida. Constituem a Formação de Marco Furado. É representada por conglomerados com clastos que podem atingir 15 cm de dimensão maior suportados por uma matriz areno-argilosa de cor vermelha. Os clastos estão envolvidos por óxidos de ferro e são constituídos, exclusivamente, por rochas paleozóicas (quartzo, quartzitos, jaspe e xistos). São frequentes os encouraçamentos ferruginosos, particularmente para o topo. Às vezes as crostas foram destruídas restando apenas fragmentos dispersos. Na fracção argilosa predominam a ilite e ou caulinite, dominando normalmente a mica.

Para oeste de Ribeira de Coina, a Formação de Marco Furado assenta directamente sobre o Conglomerado de Belverde enquanto para este daquela ribeira cobre directamente as areias da Formação de Santa Marta (Azevêdo, 1979, 1982, 1993, 1997a,b, 1998; Azevêdo & Pimentel, 1993).

  • O

    Plistocénico está representado por vestígios de praias a

altitudes entre 25 e 90m. Merecem destaque os níveis de

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