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GEOLOGIA - Considerações

  
    
 
  

Considerações finais sobre a geologia da Arrábida

informação retirada do Departamento de Geologia da FCT - numa página elaborada por Gonçalo Pereira, Jaime Eusébio e Vera Cordeiro com base nos elementos fornecidos por Maria Carla Ribeiro Kullberg

Perspectiva Geral - Arrábida

recebemos um mail (20/3/07) a referir que a informação abaixo se baseia num Guia de Excursão do Dep. de Geologia da FC de Lisboa. Junta-se o ficheiro em PDF enviado no mesmo mail. Ao site Azeitao.net apenas interessa divulgar a informação sobre esta região, bem como a autoria da mesma.

[Geologia da Arrábida]

Litoral   

A praia do Portinho da Arrábida (Figura 20), que se encontra embutida numa pequena reentrância, tem uma localização e orientação que lhe confere características particulares perante a agitação marítima local. 

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Figura 20

Mesmo quando está sujeita a ondulação com rumos para Sul do Oeste (situação para a qual o litoral meridional da Península de Setúbal se encontra mais exposto), esta praia caracteriza-se por uma grande dispersão da energia da ondulação. A presença de uma bastante extensa plataforma submarina (extensão superior a 10Km) e onde a batimetria normalmente não ultrapassa os 5m (Figura 21), contribui para uma grande absorção da energia que as ondas libertam durante a rebentação. Deste modo, todas as condições naturais se conjugaram para a formação de uma praia excepcionalmente estável (Teixeira, 1990).  

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Figura 21

 

É na “Pedra da Anixa” nesta praia, que se regista o ambiente de menor hidrodinamismo das praias do litoral ocidental e meridional da Península de Setúbal, apesar da dimensão das suas areias serem idênticas às encontradas nas praias mais energéticas do arco Caparica-Espichel. 

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Figura 22

Isto pode-se dever à sua alimentação a partir do delta submarino do Sado; como não há contribuições significativas por parte das arribas e/ou das linhas de água que desaguam nesta enseada, a única fonte disponível é a extensa praia submarina de declive muito suave, que constituí parte do delta de vazante do Rio Sado (Teixeira, 1990). Os depósitos da praia submarina são constituídos essencialmente por areias grosseiras (entre 2mm a 0,5mm), litoclásticas, com teor de carbonatos inferior a 30% (Matos et al., 1990 in: Teixeira, 1990), bem calibrados.

 O Estuário do Sado constitui o limite Sudeste da Península de Setúbal, ocupando uma área de cerca de 13500 ha, formando uma Zona Húmida que tem um elevado valor económico e paisagístico, estando inclusive incluída na Reserva Natural do Estuário do Sado (R.N.E.S.).

 Na região situada a montante apresenta fundos baixos, onde se podem encontrar vastas extensões de sapais e rasos de maré (Marateca, Carrasqueira e Comporta), e também bancos arenosos (Ilha do Cavalo). Para juzante a navegação faz-se através do Canal da Setenave, que tem profundidades entre 5 e 11m e que termina na região da Embocadura. Neste local o estuário inclui dois canais, Norte e Sul, separados por bancos arenosos (Campanário, Cabra, Cabecinha, Carraca e Escama Ferro), que convergem mais a juzante no alinhamento entre Albarquel e a ponta de Tróia, atingindo-se profundidades de cerca de 45m (Quevauviller, 1984/85).

O canal de navegação da Barra de Setúbal (no estuário exterior9, corta um extenso banco arenoso de forma triangular, com pouca profundidade, que constitui o Delta Submarino do Sado. A Norte deste canal podemos observar os alinhamentos arenosos de Alpertucho e da Figueirinha, constituindo este último uma barra marginal do canal de escoamento. O seu análogo na margem Sul é o bordo Oeste do banco do Cambalhão que enraíza na Península de Tróia por alturas da praia do empreendimento Sol-Tróia (Figura 22). A Península de Tróia que é responsável pelo confinamento Oeste do Estuário do rio Sado, é uma zona arenosa bastante extensa, enraizada sensivelmente à latitude do Carvalhal e cujo crescimento para Norte obriga à defecção da foz da ribeira da Comporta, criando condições próprias à deposição de sedimentos lodosos onde se pratica a cultura do arroz.

 O arco litoral Tróia-Sines apresenta características geomorfológicas e fisiográficas típicas de “praias de enseada”, que são análogas às registadas no arco Caparica-Espichel.

Serra

O Portinho da Arrábida está situado a Sudeste do relevo mais imponente da península de Setúbal – Serra da Arrábida – que atinge o seu ponto mais alto aos 501m de altitude (Formosinho). Este relevo alonga-se por cerca de 10 Km com orientação geral Nordeste-Sudoeste.

A Serra da Arrábida tem uma estrutura bastante complexa; é formada por um anticlinal assimétrico com vergência para Sul (figura 23). 

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Figura 23

No flanco Norte desta estrutura afloram todas as unidades compreendidas entre o Liássico 8Jurrásico inferior) e o Miocénico, aumentando a inclinação das camadas à medida que se caminha para Sul, e diminuindo novamente na zona de charneira do anticlinal do Formosinho (Kullberg & Kullberg, 1996). Neste flanco podemos observar rochas de várias naturezas: dolomitos, calcários, margas, argilas, arenitos, conglomerados e areias.

A vertente Sul da Serra da Arrábida, que é muito abrupta, é constituída pelos Dolomitos do Convento (Jurássico inferior a médio). O traçado desta vertente é determinado por um grande cavalgamento basal que afecta o Miocénico do Portinho da Arrábida a leste, e se prolonga para Oeste pelo vale da Mata do Solitário. É esta imponente escarpa litoral que confere `serra da Arrábida a sua originalidade, onde podemos observar formas de erosão marinha e sub-aérea; da primeira destacam-se as arribas litorais e as rechãs; da segunda, destacam-se as cornijas e respectivos depósitos coluviais (Manuppella et al., 1999).

 Outro relevo importante da região da Península de Setúbal, embora tenha dimensões mais reduzidas (2Km de comprimento e 392m de altitude), é a Serra de São Luís. A estrutura geológica é semelhante à que se observa na Serra da Arrábida, também corresponde a um anticlinal assimétrico, cavalgante para Sul, com núcleo constituído por dolomitos (Jurássico inferior a médio) e pelos Calcários de Pedreiras (Jurássico médio) (figura 24).  

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Figura 24

 A rede hidrográfica que circunda a Serra de São Luís (ex: Ribeira de Alcube), erodiu preferencialmente litologias de natureza mais branda como é o caso dos Conglomerados de Comenda e as Argilas, Arenitos, Conglomerados e Calcários do Vale de Rasca (Jurássico superior).

O contacto entre a extensa planície a Norte, e o conjunto de serras que foram anteriormente descritas (Serras da Arrábida e S. Luís), faz-se através de um relevo contínuo, estreito e de traçado sinuoso, formado pelas Serras de S. Francisco (a Oeste) e Serra do Louro (a Este). Estas, que culminam a altitudes entre os 200 e os 256m, constituem a 2costeira”, ou seja, um relevo dissimétrico, desenvolvido numa estrutura monoclinal, em que uma das vertentes concorda com a inclinação regional das camadas aflorantes, mais resistentes, e a outra corresponde a talude abrupto, geralmente escavado por vale bem encaixado. Constitui uma nítida divisória de águas. Os pontos culminantes correspondem às camadas mais resistentes, de natureza calcária, do Paleogénico ou da base do Miocénico, enquanto que a “frente” corresponde aos Conglomerados, Arenito e Margas de Picheleiros (Paleogénico) nos quais se desenvolve a vertente abrupta. O “reverso” desta costeira incluí litologias diversas do Miocénico.

 

 

Considerações sobre a geologia da Arrábida

As principais conclusões que se retiram do estudo tectónico e paleogeográfico da Arrábida são:

1)                       A existência de 2 sistemas de falhas normais durante as fases distensivas Mesozóicas orientadas aproximadamente N-S e E-W. As primeiras, mais importantes, foram reactivadas como rampas laterais durante a inversão tectónica do Miocénico; as segundas, provavelmente rampas laterais extensionais durante o Mesozóico, foram, na inversão miocénica, reactivadas como cavalgamentos.

2)                       A estruturação herdada das fases distensivas promoveu uma importante compartimentalização da região, a qual influenciou significativamente quer a localização dos principais acidentes tectónicamente  activos durante a deformação compressiva da fase de inversão, quer o estilo da inversão, muito dependente da localização da região, junto aos bordos estruturais da Bacia Lusitaniana.

3)                       Verificou-se que os movimentos do soco durante a inversão foram relativamente importantes, ou seja, o estilo da inversão nesta região, é o resultado da combinação de deformação thick skinned e deformação peculiar, como sugere Coward (1996) reinterpretando estruturas de inversão noutras bacias.

4)                       Estimou-se o encurtamento (e = 35%, seg. Ramsay, 1967) paralelamente à direcção compressiva horizontal máxima, no segmento deformado, de aproximadamente 10km, entre Quinta do Anjo, a norte (loose line) e Albarquel a sul (pin point), no sector leste da cadeia da Arrábida, atravessando as estruturas da Serra de S. Luís e do Viso. Se considerarmos o compartimento da Bacia Lusitaniana limitado a sul pela cadeia da Arrábida e a norte pela estrutura de Sintra, assumindo que a deformação produzida pela inversão Miocénica está practicamente concentrada na cadeia da Arrábida, o encurtamento estimado para o interior deste compartimento é e = 6%, valor idêntico ao estimado para o compartimento limitado pelas falhas do Arrife e da Nazaré (Ribeiro et al., 1996).

5)                       Concluiu-se que  o cavalgamento da Serra de S. Luís reactivou uma falha normal do Malm.

6)                       A análise das estruturas do Mapa Tectónico em conjunto com dados geofísicos (Silva et al., in prep) contribuiu para a determinação da profundidade do nível de descolamento sob a cadeia, no complexo evaporítico Hetangiano (» 3.5 km a N e 2.2 km a S).

7)                       A existência de constricção fica demonstrada por: 1) desenvolvimento de 3 cavalgamentos imbricados em sequência retrogradante, 2) rotação do anticlinal do Viso, 3) presença de estruturas de escape vertical de que é exemplo a dobra quase em bainha do anticlinal do Viso.

A geometria  elegante e simples da cadeia da Arrábida deve-se à existência de apenas um nível de descolamento ou, pelo menos, de um nível principal de descolamento – o complexo evaporítico Hetangiano – estratigraficamente localizado muito próximo da interface soco/cobertura. A tectónica peculiar observada é apenas responsável pela translacção da cobertura e dobramentos gerados durante a propagação dos cavalgamentos, não causando complexação estrutural da cadeia. Por outro lado, a cinemática de desligamento esquerdo ao longo das falhas NNE-SSW a N-S resulta das condições de fronteira do bloco da Arrábida e do indentador tectónico de Lisboa (Fig. 17).

Fig. 17 - Esquema geral do indentador tectónico de Lisboa. DPN - Diapiro de Pinhal Novo (não aflorante); DS - Diapiro de Sesimbra. As setas onduladas indicam provável migração de evaporitos.

As estruturas do sector leste da cadeia foram acentuadas pela actividade do indentador tectónico de Lisboa, que contribuiu para a remobilização da camada evaporitica hetangiana, localizada no limite soco/cobertura da Bacia Lusitaniana; esta remobilização promoveu o escape de material da camada evaporítica obliquamente á direcção de máximo encurtamento da cadeia, alimentando o diapiro de Pinhal Novo, localizado a N de Setúbal, na falha Setúbal-Pinhal Novo (Ribeiro et al., 1996).

A comparação da geometria das estruturas de deformação localizadas a tecto e a muro das rampas frontais salienta forte contraste entre elas. Os sinclinais a muro, com flancos inversos bem marcados estão bem desenvolvidos enquanto os equivalentes anticlinais a tecto das rampas cavalgantes são dobras muito amplas, com flancos inversos ausentes ou mal desenvolvidos. Estas características indicam que estas estruturas compressivas são dobras produzidas em consequência da movimentação cavalgante nas rampas frontais (fault propagation folds), contrariamente ao modelo clássico segundo o qual as primeiras estruturas a formarem-se são as dobras, as quais serão posteriormente recortadas pelo desenvolvimento de falhas inversas nos seus flancos curtos.

A maior deformação constritiva observada no Viso, comparada à deformação do anticlinal da Serra de S. Luís é uma boa evidência estrutural para a retro-migração das rampas frontais que definem a estrutura imbricada deste sector da Cadeia da Arrábida (piggyback structure), como tinha sido proposto por Ribeiro et al. (1990) com base nas evidências estratigráficas.

Esta retro-migração das rampas cavalgantes foi muito provavelmente induzida pela existência, a sul da cadeia, de um bloco constituído por um horst de soco orientado E-W/ENE-WSW, que terá actuado como barreira de resistência à sequência sedimentar durante a compressão. A presença deste horst de soco é corroborada por sondagem profunda (Golfinho 1) que atingiu o soco 1700 m abaixo do nível do mar, a sul da Cadeia da Arrábida, enquanto na estrutura da Serra de S. Luís o soco está a cerca de 3 km.

O sector oriental da Cadeia da Arrábida define uma estrutura imbricada 3D (Fig. 18), formada por cavalgamentos sobrepostos de direcção ENE-WSW vergentes para S e rampas laterais esquerdas oblíquas aos cavalgamentos, orientadas segundo NNE-SSW a N-S.

A conexão entre as rampas laterais e frontais neste sector da Cadeia da Arrábida é semi-dúctil, isto é, os cavalgamentos orientam-se perpendicularmente às rampas laterais longe delas, e fundem-se gradualmente nas rampas laterais à medida que delas se aproximam (Fig. 3a) (Kullberg et al., 1995). Assim se definem os duplexes representados no Mapa Tectónico.

Fig. 18 - Bloco diagrama ilustrando a geometria do duplex do Formosinho-Viso.

   
 

 

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