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Abstract and Figures

The analysis of the sedimentary infill of the Lusitanian Basin allows the reconstruction of its Mesozoic evolution within a Western-European geodynamic context. That evolution may be summarized in successive tectonosedimentary steps, during which the infills record the response of the depositional systems to time and space differentiated subsidences and uplifts. The genesis of the Lusitanian Basin may be integrated in the Late Paleozoic evolution of Western Europe, with a strong influence of the Carboniferous to Permian orogenic phases of collision and ductile deformation and Permian brittle fracture. Those sutures and fractures would condition the origin and configuration of the Lusitanian Basin since the Late Triassic, in the global context of the Pangaea break-up and intra-continental troughs in Western Europe and East America. In Western Iberia, strong subsidence concentrated in asymmetric NNE-SSWtrending grabens, rapidly filled by alluvial-fan siliciclastic deposits passing to sabkha evaporite clays and salts, under arid climatic conditions. At the end of the Triassic, the basin became filled-up, due to a shallow marine tethyan ingression, with expansive onlap associated to paleogeographic coalescence of the initial troughs. The beginning of the Jurassic was marked by increased subsidence and accommodation space, not compensated by sedimentation, due to the scarcity of inputs from the surrounding areas, already largely eroded. This situation promoted a generalized marine ingression and deposition of deep-sea carbonates, rich in organic matter. A large subsiding ramp had developed by then, deepening towards W and NW and connecting itself to the tethyan European seas. Throughout the Early and Middle Jurassic, the subsidence was been attenuated, with some tectonic instability, suggesting the activity of NNE-SSW- trending basement structures, especially on the western border of the basin. A prograding and shallowing-up carbonate fill-up marks the end of this mainly marine and carbonate evolutionary step. The Callovian is marked by strong shallowing and even emersion with paleo-karstification at the borders of the basin. This event is present in all Iberia and also in the North-Atlantic American basins, possibly related to the alignment of the Central Atlantic ocean-spreading with the Western Iberian facade and the Lusitanian Basin rifting. This geodynamic re-organization promoted a regional unconformity and the re-orientation of the subsiding trough towards NNE-SSW. The initial post-unconformity deposits are mainly transitional and rich in organic matter. Intense subsidence started again in Oxfordian, with depocenter areas located to the SSW, strongly controlled by basement structures. Maximum subsidence and accommodation space, associated to the rift climax, were attained in the Lower Kimmeridgian. Uplift and intra-basinal block rotation promoted karstification and erosion of Oxfordian carbonates in the rift-shoulders. This instability may have been contemporary to important diapiric vertical movements, considering an over 1.000m thick overburden of the Triassic salt, by then. Towards the end of the Jurassic, sedimentation gradually compensated subsidence and siliciclastic turbidites prograded into the basin, passing to coastal and fluvio-deltaic deposits in Tithonian times. During the Early Cretaceous, subsidence was low and sedimentation was mainly fluvial and coastal, with alternating and mixed siliciclastics and carbonates, associated to local and global eustatic cycles. Some strong coarse-grained prograding siliciclastics mark basinal ruptures, related to the oceanspreading events at the Iberian Atlantic facade, to the SW of the Lusitanian Basin, in Berriasian (with transitional magmatic intrusions underlining this event) and Barremian times. The opening of the North Atlantic west of Iberia at Late Aptian times, introduced a strong geological record in the basin, with important uplifts (up to 2km in the northern sectors), intense erosion and coarse post-breakup conglomerates being carried towards SW. The Late Cretaceous is marked by a Cenomanian transgression, covering the basin with reefal carbonates, representing the end of the basin’s subsidence and infill. Since the Turonian, emersion became predominant in the southern sectors and thin sediments in the northern sectors register the beginning of the tectonic inversion history of the basin. Piercing of the thick Mesozoic cover by diapiric bodies and by alkaline volcanics was also attained by then. The tectonic inversion of the basin would continue and even accentuate during the Tertiary, associated to the alpine collisions. The Lusitanian Basin presents a complex evolution which should not be assigned strictly to the opening of a passive Atlantic margin. Paleozoic inheritance was crucial on the structural evolution of the basin, defi ning sub-basins and depocenter axes, magmatic events and diapiric movements. Mesozoic geodynamic location of the basin between European, African and North-American plates, as well as between the Tethys and the Atlantic oceans, also contributed to this complexity. The understanding of this mosaic, involving rapidly changing paleogeographies and tectono-sedimentary relationships, is crucial to deal with the petroleum system elements, recognized and active in the basin, and to predict its articulation in space and time.
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23
resumo
Este trabalho apresenta uma síntese interpre-
tativa da análise estratigráfica e evolução geo-
dinâmica da Bacia Lusitânica (Portugal) baseada
nos trabalhos de pesquisa relacionados ao Projeto
Atlantis. É apresentada a metodologia de traba-
lho e a contextualização geodinâmica regional da
bacia no quadro da Europa Ocidental e do Atlântico
Norte. A análise estratigráfica foi dividida em suces-
sivas etapas, descrevendo-se para cada uma o seu
preenchimento sedimentar, a sua paleogeografia
e o seu significado na evolução da bacia. Apresen-
tam-se também considerações acerca do magma-
tismo e diapirismo presentes na bacia. Na parte
final, é analisada a subsidência associada à evolução
da bacia, bem como os eventos de soerguimento.
Nas conclusões, são apresentadas as linhas gerais
da evolução tectonossedimentar da bacia no seu
contexto geodinâmico regional.
Palavras-chave: Portugal | Mesozoico | Bacia Lusitânica | estratigraa | geodinâmica
A Bacia Lusitânica (Portugal):
análise estratigráfica e evolução geodinâmica
The Lusitanian Basin (Portugal): stratigraphic analysis and geodynamic evolution
Rui Paulo Bento Pena dos Reis | Nuno Lamas Pimentel | Antônio Jorge Vasconcelos Garcia
24
abstract
This paper presents an interpretative synthesis of
the stratigraphic analysis and geodynamic evolution
of the Lusitanian Basin (Portugal) based on research
works developed by the Atlantis Project team. After
some methodological considerations, the West Euro-
pean and North Atlantic regional geodynamic frame-
work is presented. The stratigraphic analysis has been
divided into several successive steps, describing for
each one its sedimentary infill, its paleogeography and
its meaning in the basin’s evolution. Some consider-
ations on the basin’s magmatism and diapirism are
also presented. The final part deals with the analysis
of the subsidence related to the basin’s evolution, as
well as to its uplift events. The conclusions present the
main lines of the tectono-sedimentary evolution of
the basin within its regional geodynamic framework.
(Expanded abstract available at the end of the paper).
keywords: Portugal | Mesozoic | Lusitanian Basin | stratigraphy | geodynamics
introdução
A elaboração deste trabalho decorre do desen-
volvimento do Projeto Atlantis - Modelo Geológico
Evolutivo para os Riftes Marinhos do Jurássico da Bacia
Lusitânica, financiado pelo Centro de Pesquisas da
Petrobras (Programa de Fronteiras Exploratórias) entre
2007 e 2010. No âmbito desse projeto, procedeu-se à
sistematização de uma grande quantidade de dados
dispersos existentes acerca da bacia, incluindo dezenas
de publicações, teses e relatórios, pastas de poços
com dados litológicos e de perfilagem, bem como
novas observações de campo. Todo este trabalho foi
desenvolvido por uma equipe conjunta luso-brasileira,
baseada em três pólos universitários – Coimbra, Lisboa
e Sergipe – que coligiu, qualificou e reinterpretou todo
esse acervo documental.
O objectivo geral do Projecto Atlantis consistiu em
consolidar o desenvolvimento de um modelo geológico
para as duas sequências rifte no Triássico-Jurássico da
Bacia Lusitânica em Portugal. Dentre os resultados espe-
rados destacam-se: i) sistematização dos dados e infor-
mações de superfície e subsuperfície da Bacia Lusitânica;
ii) elaboração de mapas paleogeográficos dos sistemas
deposicionais dos andares compreendidos nas fases rifte,
visando a análise da evolução e distribuição das litofácies
potencialmente geradoras e reservatórios correlatos;
iii) definição de modelos geológico-geoquímicos
das acumulações relacionadas a ambientes rifte-sag
marinhos de bacias atlânticas e iv) ampliação do conhe-
cimento da evolução de abertura do Atlântico e suas
implicações para campanhas exploratórias.
Este trabalho apresenta o essencial da análise estra-
tigráfica efetuada a par de algumas considerações de
âmbito tectonossedimentar, visando a explanação de
um modelo de evolução geodinâmica da Bacia Lusitânica
enquadrado no contexto regional. As questões de âm-
bito mais especificamente exploratório, nomeadamente
a caracterização dos geradores, reservatórios e demais
elementos dos sistemas petrolíferos, serão abordados em
trabalho futuro de acordo com o desenvolvimento das
actividades exploratórias em curso na Bacia Lusitânica.
métodos
O trabalho apresentado baseia-se em uma extensa
coleta de dados de origem e natureza muito diversa,
25
buscando a sua sistematização e harmonização. Esses
dados são oriundos das seguintes fontes: i) campanhas
exploratórias realizadas na bacia, incluindo dados das
pastas de poço (secções litoestratigráficas; perfis eléc-
tricos; elementos bioestratigráficos) e algumas linhas
sísmicas regionais; ii) relatórios técnicos realizados para
a agência estatal de petróleo; iii) trabalhos e teses de
âmbito acadêmico e iv) publicações científicas nacio-
nais e internacionais contendo dados de afloramentos
(lito e bio), de poços e de sísmica, além de análises e
interpretações diversas.
Com base nesta coleta e tratamento de dados,
foi elaborado um novo quadro estratigráfico para a
bacia (fig. 3), detalhando quadros anteriores (Witt,
1977; Wilson et al., 1988; Kullberg, 2000), integrando
e harmonizando sínteses parciais (Wilson et al., 1990;
Pena dos Reis et al., 1996; Azerêdo et al., 2003; Rey
et al., 2006;) e recebendo novos resultados à medida
que os trabalhos foram se desenvolvendo (Pena dos
Reis et al., 2007a, 2007b, 2008, 2009).
A análise criteriosa do preenchimento sedi-
mentar da Bacia Lusitânica permitiu abordar a
questão da sequencialidade de um modo prag-
mático e objetivo, procurando evitar abordagens
demasiadamente dependentes de modelos rígidos
(Catuneanu, 2006). A sequencialidade apresentada
baseia-se essencialmente no reconhecimento de
grandes descontinuidades regionais com signifi-
cado geodinâmico (Sequências de 1ª Ordem) e
no reconhecimento de Superfícies de Inundação
Máxima (SIM) e Superfícies de Regressão
Máxima (SRM) no registo litoestratigráfico (Sequên-
cias de 2ª Ordem), de acordo com os conceitos de
Sequência T-R (sensu Embry e Johannessen, 1992)
e de Sequência Genética (sensu Galloway, 1989).
O conhecimento detalhado da bacia leva a con-
siderar que o tectonismo tenha tido uma forte
influência nesta sequencialidade, preponderando
sobre os fatores puramente eustáticos, pelo que
se decidiu evitar um modelo de tipo determinista
e a busca forçada de todos os tractos de sistema
associados às curvas eustáticas. A calibração da
idade dos limites de sequência foi efectuada com
base em escalas bioestratigráficas resultantes de
estudos detalhados de biozonação, principalmente
por amonites e por foraminíferos, permitindo,
de uma forma geral, atribuir idades precisas às
Sequências de 2ª Ordem, tanto em afloramentos
quanto em poços.
Alguns trabalhos realizados na bacia descrevem
Sequências de 3ª Ordem, de controle possivelmente
eustático, recorrendo a diversas metodologias e com
base em análises de detalhe para alguns intervalos
estratigráficos isolados entre si (BAG, 1995; Duarte,
2004). No entanto, falta ainda uma harmonização
dessa abordagem para o conjunto do preenchimento
da bacia, pelo que esse assunto não será abordado
neste trabalho de síntese.
A sistematização dos dados litofaciológicos e
bioestratigráficos de afloramentos e de poços per-
mitiu a elaboração de mapas paleogeográficos e
de isópacas por Sequência de 2ª Ordem e não por
unidade litoestratigráfica, contribuindo para uma
melhor leitura das variações espaço-temporais regis-
tradas no preenchimento sedimentar e evitando as
armadilhas de interpretação, por vezes associadas
ao diacronismo dessas unidades. Esta abordagem
criteriosa por intervalos estratigráficos bem defi-
nidos, complementada pela análise de algumas
linhas sísmicas regionais e pelo conhecimento das
principais estruturas de controle tectônico da bacia,
permitiu a elaboração de esquemas tectonossedi-
mentares, representativos das sucessivas etapas
evolutivas da bacia ao longo do Mesozoico.
Em termos geodinâmicos, procedeu-se a uma
revisão dos dados referentes ao magmatismo me-
sozóico na bacia, à análise das descontinuidades
deposicionais e dos principais eventos de carácter
erosivo e à caracterização espaço-temporal do
diapirismo, introduzindo todos esses elementos
também no referido quadro litoestratigráfico.
As questões relacionadas à subsidência e soergui-
mento foram naturalmente abordadas nesta bacia
com forte controle tectônico. A compreensão das
relações tectonossedimentares e a sua integração
na geodinâmica regional revelou-se fundamental
na contribuição para decifrar as etapas evolutivas,
e a elevada complexidade da bacia.
A integração de todos esses dados, análises, sín-
teses e interpretações, complementada pela contex-
tualização regional da Bacia Lusitânica na evolução
mesozóica do Tétis e do Atlântico, permitiu elaborar
um novo modelo geológico evolutivo para a bacia.
Esse modelo considera três grandes etapas geodinâ-
micas, dentre as quais se definem etapas menores
relacionadas à evolução local da própria bacia em
resposta aos controles regionais. No seu conjunto,
o modelo evidencia o complexo caminho tomado
pela Bacia Lusitânica desde o início do fraturamento
da Pangeia no Triássico Superior até a abertura do
Atlântico Norte no Cretáceo Inferior e a inversão
alpina a partir do Cretáceo Superior.
26
contexto geodinâmico regional
A Bacia Lusitânica situa-se na Margem Ibérica do
Atlântico Norte, cujo assoalhamento oceânico se iniciou
no Cretáceo Inferior. No entanto, a origem desta bacia,
cujos sedimentos basais datam do Triássico Superior,
enraiza-se em um quadro geodinâmico bem mais an-
tigo, iniciado com as colisões continentais paleozoicas,
continuado com a abertura e fechamento do Tétis oci-
dental e terminado com a abertura do Atlântico Norte.
A Bacia Lusitânica constitui uma das múltiplas ba-
cias marginais do Atlântico Norte, situada no onshore e
no offshore raso português, tendo a Bacia de Peniche
mais a oeste (no offshore profundo). Na margem
conjugada norte-americana, se situam no offshore
canadense as bacias dos Grand Banks (Jeanne D’Arc
e Flemish) (Pimentel et al., 1997). Todas estas bacias
conjugadas foram geradas na sequência do fratura-
mento da Pangeia no Triássico, em uma posição paleo-
geográfica correspondente à antiga faixa colisional
variscana (Withjack e Schlische, 2005; Miall, 2008).
Consequentemente, a sua evolução mesozóica foi
fortemente condicionada pela herança estrutural e
litológica do embasamento Paleozóico.
No território português, o embasamento da Bacia
Lusitânica é constituído por rochas pré-cambrianas e
paleozóicas do Maciço Ibérico, integrando terrenos
da Zona Centro-Ibérica (ZCI), Zona de Ossa-Morena
(ZOM) e Zona Sul-Portuguesa (ZSP) (Lotze, 1945;
Julivert et al., 1974) (fig. 1). O contato entre a ZCI e
a ZOM, orientado NNW-SSE, corresponde a uma fei-
ção crustal com mergulho para ocidente, coincidindo
em parte com aquela que viria a ser a borda oriental
da própria Bacia Lusitânica, entre Coimbra e Tomar.
Em termos orogênicos, toda essa área do SW Ibérico
foi englobada no Arco Colisional Ibero-Armoricano e
deformada em regime dúctil pela Orogenia Variscana,
desde o Devoniano Médio até o Carbonífero, com
eixos orientados NNW (1ª fase) a NW (2ª fase) (Matte
e Ribeiro, 1985; Ribeiro, 1990; Pinheiro et al., 1996).
No início do Permiano, já em regime frágil, a com-
pressão tardi-variscana induziu à movimentação de
feições conjugadas no bloco ibérico, NNE-SSW sinistrais
(predominantes) e NNW-SSE dextrais (Ribeiro, 1990).
Estas feições do embasamento viriam a ser sucessiva-
mente reactivadas ao longo do Mesozoico, com com-
ponente vertical importante, constituindo as direções
principais de movimentação e controle da evolução
tectonossedimentar da Bacia Lusitânica.
Após o Permiano Inferior e em muitas regiões
sujeitas a um processo de subsidência térmica, atu-
almente localizadas na Europa Ocidental e Central,
instalou-se um novo ciclo de rifteamento do
Permiano Superior-Triássico Inferior, que conduziu à
fragmentação da Pangeia. Da ruptura continental e
do espalhamento oceânico subsequente, resultaram,
entre outros elementos, a propagação meridional do
Ártico-Atlântico Norte e o avanço para oeste dos rif-
tes do Neotétis (Ziegler e Stampfli, 2001). Já durante
o Triássico, o Rifte do Mar do Norte, o sulco Dano-
polonês e o Rifte da Biscaia constituíram elementos
Figura 1
Enquadramento geodinâmi-
co da Ibéria (círculo verme-
lho) no nal do Paleozoico.
a) Contex to regional (modi-
cado de Matte, 1991 e de
Ribeiro e Sanderson, 1996)
e b) Os terrenos da Ibéria
no Arco Ibero-Armoricano
(modicado de Ribeiro et al.,
2010). 1 - Zona Centro-Ibérica;
2 - Zona de Os sa- Morena;
3 - Zona Sul- Portuguesa;
FPTF - Falha de Porto - Tomar -
Ferreira.
Figure 1
Geodynamic framework of
Iberia (re d circle) at the end
of the Paleozoic. a) Regional
context (modified from
Matte, 1991 and Ribeiro and
Sanderson, 1996) and
b) Iberia terranes in the
Ibero-Armorican Arch
(modified from Ribeiro et
al., 2010). Central-Iberian
Zone; 2 - Oss a- More na
Zone; 3 - South-Portugueses
Zone; FPTF - Porto - Tomar -
Ferreira Fault.
27
importantes de um sistema de riftes multidireccional
que se desenvolveu na Europa Central e Ocidental.
O desenvolvimento destes grabens, envolvendo par-
cialmente a reativação das tensões dos sistemas de
fraturas permo-carboníferas, viria a persistir durante
o Jurássico e o Cretáceo Inferior e foi acompanhado
por uma significativa distensão e correspondente
adelgaçamento crustal em alguns riftes (Ziegler et
al., 2001). É neste quadro que deve ser integrado o
rifte que viria a originar a Bacia Lusitânica, permitindo
igualmente sublinhar, neste caso, a reutilização de
antigas orientações do Paleozóico, ao longo das quais
se distribuíram as distensões tectônicas no Triássico
Superior (fig. 2).
O final do Permiano e início do Triássico não
apresentam registro geológico no território portu-
guês, em resultado da erosão intensa das cadeias
variscanas. Entretanto na Europa e América do Norte,
se configuravam as primeiras bacias intracontinentais
do Rotliegendes e Zechstein. A partir do Triássico
Superior, múltiplos grabens foram gerados entre as
placas americana, africana e euroasiática, promo-
vendo a ruptura generalizada da Pangeia e o gradual
desenvolvimento dos novos oceanos mesozóicos:
o Tétis Alpino, a ocidente do Paleotétis e o Atlântico
Central e Norte, a oriente da placa americana (Stampfli
e Borel, 2002). No Jurássico Inferior, a abertura do
Tétis Alpino promoveu subsidência acentuada na
região ibérica e abriu espaço para a penetração do
mar tetiano para ocidente, com a invasão marinha
de toda a borda ibérica e a sua ligação ao Atlântico
Central no NW africano (Stampfli e Borel, 2002).
Ao longo do Jurássico, a expansão do Atlântico
Central entre as placas americana e africana provo-
cou a deriva desta para leste, originando no início do
Jurássico Superior o alinhamento do rifte Atlântico
Central com a margem ibérica ocidental e promo-
vendo a reorganização das bacias periatlânticas
(Pinheiro et al., 1996). A partir do Cretáceo Inferior,
deu-se início à oceanização do Atlântico Norte, a qual
progrediu da Ibéria em direcção à Groenlândia em
segmentos sucessivamente mais recentes de S para
N (Driscoll et al., 1995; Rey et al., 2006).
Ao longo dos cerca de 150 Ma que durou a
sua evolução, a Bacia Lusitânica percorreu um
longo trajeto paleogeográfico associado à deriva
continental, desde uma latitude próxima de 12º N
no Triássico Superior (Turell e Pares, 1996) até
uma latitude próxima de 30º no Cretáceo Superior
(Ziegler, 1988), com a consequente passagem por
Figura 2
Arcabouço geológico e estru-
tural da Bacia Lusitânica.
a) Carto graa Geológica de
Portugal na escala 1:1.000.000;
b) profundi dades d o embasa-
mento (modicado d e Ribeiro
et al., 1996).
A sobrecarga cinzenta indica
a área aproximada da Bacia
Lusitânica.
Figure 2
Structural geological frame-
work of the Lusitanian Basin.
a) Geological Chart of
Portugal (scale 1:1.000.000);
b) depths of the basement
top (modified from Ribeiro
et al., 1996) . The gray area
represents the position of
the Lusitanian Basin.
28
diferentes faixas climáticas. Este fato, aliado às
próprias mudanças globais mesozóicas, teve como
consequência a existência de condições climáticas
variáveis ao longo daquele tempo geológico, con-
ferindo características próprias aos sedimentos
depositados em cada intervalo.
A posição da Bacia Lusitânica neste intrincado
contexto paleogeográfico originou uma evolução
fortemente condicionada pelos distintos controles
geodinâmicos que se foram sucedendo ao longo
do tempo, desde o início da sua configuração no
Triássico Superior, passando por influências tetianas
e atlânticas ao longo do Jurássico e Cretáceo até a
inversão da bacia em regime compressivo a partir
do Cretáceo Superior (Pena dos Reis e Pimentel,
2008). Portanto, o modelo evolutivo proposto
procura evitar uma abordagem linear da bacia em
um simples contexto de bacia de margem passiva,
refletindo antes a sua complexidade geodinâmica
e integrando as sucessivas etapas no contexto
regional acima referido.
análise estratigráfica
A Bacia Lusitânica possui um preenchimento
sedimentar com espessuras muito variáveis e
superiores a 5km nas suas áreas depocêntricas
(fig. 2), apresentando um registro que vai desde
o Triássico Superior até o Cretáceo Superior,
com taxas bastante variáveis e mais de 3km de
sedimentos acumulados localmente no Jurássico
Superior. Por outro lado, a complexidade estrutural
da bacia, resultante da ação de múltiplas feições
estruturais ao longo do Mesozóico, também
induziu importantes variações espaço-temporais
de fácies. Esta situação dificulta sobremaneira a
representação gráfica da análise estratigráfica,
tendo-se procurado ilustrar o essencial da organi-
zação dos corpos sedimentares com base na sua
faciologia e nas suas articulações ao longo de um
perfil aproximadamente NNE-SSW, correspondente
ao sentido proximal-distal da bacia a partir do
Jurássico Superior (fig. 3). No entanto, aspectos
como a configuração triássica em estreitos grabens
assimétricos, a rampa carbonática do Jurássico
Inferior com mergulho para NW ou, até mesmo,
as sub-bacias do Jurássico Superior não puderam ter
a adequada representação no quadro apresentado.
Triássico Superior a Jurássico Médio
Etapa I.1 – Sequências A e B
O limite oriental da Bacia Lusitânica, que se pode
reconhecer pela expressão dos depósitos basais
triássicos, é essencialmente estrutural, podendo
estabelecer-se que a extensão oriental das áreas de
acumulação se prolongava para leste do atual limite
cartográfico. Com efeito, na maior parte das situa-
ções reconhece-se o contato com o embasamento
por falha, muitas vezes retocada por movimentos
de compressão bastante tardios (Matos et al., 2010).
Todavia, em alguns afloramentos observa-se a sedi-
mentação aluvial vermelha e pelicular em discordância
angular sobre o embasamento, sugerindo uma ver-
gência flexural para o interior da bacia a ocidente,
provavelmente contra falhas meridianas que definem
os limites ocidentais de semigrabens assimétricos com
espessamento ocidental.
Os depósitos basais de preenchimento da Bacia
Lusitânica constituem os designados Grês de Silves
do Triássico Superior (Palain, 1976; Soares et al.,
1985). São depósitos siliciclásticos de leque aluvial
mediano a distal, com uma espessura total próxima
de 400m, definindo duas sequências granodecres-
centes correspondentes ao início da configuração
da bacia no Carniano (Formação Conraria) e sua
reactivação no Noriano (Formação Castelo Viegas).
A segunda sequência passa lateralmente a depó-
sitos de sabkha e lagunares, com níveis evaporíticos
e dolomíticos intercalados em argilas vermelhas.
Os Grês de Silves correspondem, portanto, ao
desenvolvimento de leques aluviais em ambiente
subárido, passando distalmente a ambientes eva-
poríticos, predominantemente intracontinentais.
Estudos de proveniência e de paleocorrentes na
borda oriental da bacia indicam aporte terrígeno de
leste (Palain, 1976), desconhecendo-se a eventual
extensão de aportes de oeste por inexistência de aflo-
ramentos nessa borda, bem como de evidências dessa
hipotética paleodrenagem nos sedimentos conhecidos.
A configuração e influência da borda ocidental da
bacia são, portanto, especulativas. No seu conjunto,
estes depósitos apresentam espessuras muito variáveis,
parecendo preencher múltiplas sub-bacias, cuja posição
exata é desconhecida (Uphoff, 2005). Estas sequências
deposicionais resultaram da distensão e do fratura-
mento crustal, com diferenciação em blocos subsidentes,
assimétricos e basculados para oeste, reutilizando as
29
NE
NE
NE
SW
SW
SW
NE
SE
SW
NW
SENW
INVERSÃO
DRIFT 3
DRIFT 3
DRIFTS 1 e 2
RIFT 2
RIFT 2
SAG 18
RIFT 18
SAG 1A
RIFT 1A
OESTE - NW LESTE - SE
OESTE - NW
OESTE - NW
LESTE - SE
LESTE - SE
OESTE - NW LESTE - SE
BRL
BRL
BRL
BRL
BRL
BRL
BRL
BRL
F
F
F
F
F
F
Idade Lim.
(Ma)
(IUGS,
2008)
IDADE
(Ma)
P
O
N
M
L
J
I
H
G
E
F
D
C
B
A
Figura 3
Quadro estratigrá co da evo-
lução da Ba cia Lusit ânica.
Figure 3
Stratigraphic char t of the
Lusitanian Basin.
30
estruturas tardi-variscanas com orientação predomi-
nante NNE-SSW (Uphoff, 2005).
Etapa I.2 – Sequências C e D
No início do Jurássico, a sedimentação argilo-
evaporítica generaliza-se na bacia, originando es-
pessos depósitos lutíticos com abundante gesso e
halita (Formação Dagorda, Hetangiano), enquanto
nas bordas se depositavam arenitos finos e dolomitos
lutitos micáceos e dolomitos brechoides (Formação
Pereiros, cerca de 100m de espessura). A espessura
destes depósitos é de difícil determinação, devido à
sua plasticidade e ao diapirismo atuante na bacia.
Mas em sísmica, os pacotes atribuídos à Formação
Dagorda apresentam espessuras da ordem dos 500m
(Rasmussen et al., 1998). O ambiente deposicional
denota condições subáridas, evaporíticas e euxínicas,
com desenvolvimento de ambientes lagunares ali-
mentados por aportes finos de leste (Palain, 1976).
Para o topo, aumenta a abundância de intercalações
dolomíticas, passando a sedimentação predominante-
mente carbonática com espessura da ordem de centena
de metros (Formação Coimbra, Sinemuriano) (Soares et
al., 1985). Nos níveis superiores, encontram-se alguns
níveis margosos com potencial gerador (Formação Água
de Madeiros) e, localmente, a sedimentação é calcária.
Estes depósitos contêm fósseis já francamente marinhos
e registram a instalação expansiva de condições mari-
nhas rasas, com a acumulação de abundantes dolomitos
e calcários, de fácies maciças e, por vezes, cavernosas e
de colapso sin-sedimentar. A análise faciológica desta
unidade indica uma paleogeografia de plataforma
pouco inclinada, com paleobatimetrias crescentes para
NW, configurando uma abertura para N em ligação com
os mares tetianos boreais (fig. 4).
No seu conjunto, esta etapa traduz a atenuação
da subsidência tectônica triássica, com o desenvolvi-
mento de ambientes transicionais e, posteriormente,
a colmatação e expansão/coalescência das sub-bacias
fini-triássicas, resultante do afogamento generalizado e
instalação de uma plataforma epicontinental rasa, com
sedimentação dolomítica e com as primeiras amonitas
(Mouterde et al., 1979). O final da etapa é marcado por
uma descontinuidade de escala bacinal, com superfícies
condensadas a leste e hardgrounds a oeste (ib. idem).
Etapa I.3 - Sequência E
Sobre os depósitos carbonáticos de plataforma rasa,
desenvolveram-se rapidamente depósitos margosos de
fácies profundas, com níveis ricos em matéria orgânica
(Formação Vale das Fontes, Pliensbaquiano). Estas con-
dições de mar profundo mantiveram-se na maior parte
da bacia durante todo o Jurássico Inferior, com espessa
sedimentação margo-calcária (cerca de 300m) (Grupo
Brenha, Pliensbaquiano-Aaleniano) (Duarte e Soares,
2002; Duarte, 2004). Localmente, na região de Peniche,
estas alternâncias monótonas são interrompidas e
substituídas por fácies de leques submarinos, com
turbiditos siliciclásticos e calciclásticos, provenientes
de ocidente (Formação Cabo Carvoeiro, Toarciano)
(Wright e Wilson, 1984).
Em termos paleogeográficos, mantém-se o pa-
drão de afogamento das áreas mais subsidentes
em direção a WNW, definindo-se mais claramente
um sulco aberto para N com dois braços orien-
tados NNE-SSW e WNW-ESE, com a respectiva
diferenciação faciológica (fig. 4). No entanto, em
termos paleobiogeográficos, denota-se agora uma
influência mesogeana (de sul), a par da influência
boreal (de norte).
Esta etapa marca um reinício da subsidência
tectônica na bacia com um forte e generalizado
basculamento para WNW, onde a sedimentação
apresenta fácies mais profundas e ricas em ma-
téria orgânica (porém, de origem continental).
A existência de uma borda ocidental ativa é teste-
munhada pelos leques submarinos com proveni-
ência do Bloco das Berlengas. Considera-se que a
espessura de sedimentos acumulados nesta etapa
possa ter sido suficiente para promover o início da
movimentação dos materiais argilo-evaporíticos da
Formação Dagorda, contribuindo para o controle
da sedimentação no Jurássico Médio.
Etapa I.4 - Sequências F e G
O início do Aaleniano corresponde a uma des-
continuidade, com hiato deposicional de cerca de
1 Ma (reconhecida pela bioestratigrafia de amo-
noides), registrando-se a partir de então diversos
sinais de instabilidade tectônica, com figuras ero-
sivas, slumps e debris-flows submarinos (Azerêdo,
1993). Ao longo do Jurássico Médio, assiste-se
a um progressivo raseamento dos ambientes
sedimentares: as fácies de rampa externa com ca-
rácter margoso (Formação Ançã e Formação Chão
das Pias), existentes no Aaleniano na maior parte
da bacia, dão lugar, a partir do Bajociano, a espes-
sas fácies carbonáticas de plataforma interna que
se instalam em toda a bacia (Grupo Candeeiros,
31
cerca de 400m de espessura) (Azerêdo, 1988).
A tendência de raseamento acentua-se para o
topo, com desenvolvimento generalizado de bar-
reiras recifais e oolíticas no Caloviano. Esta etapa
fortemente regressiva terminou com a passagem
a ambientes transicionais ou mesmo evidências de
exposição subaérea em diversos locais da bacia
(Azerêdo et al., 2002).
As distribuições faciológicas traduzem um claro ra-
seamento no Jurássico Médio, relacionado ao aumento
do aporte sedimentar e à diminuição do espaço de
acomodação, resultando na progradação das fácies
de rampa interna de E para W. Ao mesmo tempo, o
sulco - que no Jurássico Inferior se abria para N - sofreu
inicialmente uma atenuação, passando a configurar-se
uma outra área mais profunda aberta para SW (fig. 4).
Esta etapa encerra com uma importante dis-
cordância de âmbito regional, a qual se traduz em
um hiato deposicional de cerca de 3 Ma, desde o
Caloviano Superior até o Oxfordiano Médio (Rocha
et al., 1996). Em direcção às bordas da bacia, esta
discordância chega mesmo a ser erosiva (atingindo
níveis do Batoniano) e de caráter angular (cerca de
15º, segundo Ruget et al., 1988), o que aponta para
um forte controle tectônico com soerguimento e
não apenas para um simples episódio eustático.
Jurássico Superior a Cretáceo Inferior
Etapa II.1a –Sequências H e I
Após a descontinuidade do topo do Caloviano,
a sedimentação foi retomada no Oxfordiano Médio,
com depósitos de natureza margo-calcária, por vezes
betuminosos e com potencial gerador (Formação
Cabaços). A presença de carófitas, algas calcárias,
anidrita e brechas de colapso, a par de equinoder-
mes, corais e amonitas em alguns níveis (Leinfelder
e Wilson, 1989), aponta para condições ambientais
lagunares a marinhas rasas, com fortes variações
de salinidade (Azerêdo et al., 2002). A distribuição
faciológica evidencia uma paleogeografia que traduz
o início do desenvolvimento acentuado de um sulco
orientado NNE-SSW, bordejado por áreas emersas
a ocidente e a oriente (fig. 4). Por outro lado, as es-
pessuras aumentam também para SW com valores
muito variáveis (desde 80m a 390m), refletindo um
forte controle tectônico da subsidência e o início da
configuração de sub-bacias.
No Oxfordiano Superior, a sedimentação torna-se
gradualmente mais carbonática, com bancadas regu-
lares de calcários e finos níveis margosos (Formação
Montejunto, cerca de 200m a 300m). As fácies passam
a ser francamente marinhas e com fortes variações
paleobatimétricas, desde calcários bioclásticos rasos a
NE até calcários margosos pelágicos de rampa e talude
mais a SW. A NW, NE e SE, sente-se a influência das
bordas da bacia com fácies lagunares e transicionais.
Na passagem para o Kimmeridgiano, a
sedimentação passou a ser predominantemente
terrígena, com a deposição de espessos corpos
aluvio-deltaicos nos sectores proximais a NW, NE
e SE (Formações Boa Viagem e Alcobaça) e leques
turbidíticos nos sectores distais a SW (Formação
Abadia). Estudos de proveniência apontam para a
existência de aportes laterais de blocos soerguidos
a leste e a oeste, a par de uma drenagem axial
para SW (Wilson, 1979). As variações de espessura
são muito importantes, desde 400m até cerca de
1.200m, definindo diversos depocentros e sub-
bacias na parte SW da bacia (Pena dos Reis et al.,
1996). O final desta etapa de forte subsidência e
preenchimento dá-se por raseamento e colmatação
da bacia, com deposição local de fácies de barreira
oolítica (Formação Amaral, cerca de 100m).
A sequência de depósitos desta etapa do Jurássico
Superior traduz claramente uma reativação da bacia
sedimentar após o hiato do Caloviano, ao mesmo
tempo que acentua o eixo paleogeográfico NNE-SSW,
incipiente no Jurássico Médio. As fácies iniciais mais
rasas deram rapidamente lugar a fácies carbonáticas
profundas, as quais antecederam o momento de má-
xima subsidência tectônica com incisão das bordas
soerguidas e progradação de espessos turbiditos para
as áreas depocêntricas (Pena dos Reis et al., 1996).
Na borda oriental existiu soerguimento, exposição e
erosão da plataforma carbonática do Jurássico Médio,
com desenvolvimento de olistostromas e turbiditos
calciclásticos.
No início desta etapa, a existência de cerca de
1km de sedimentos jurássicos sobre os materiais
argilo-evaporíticos da Formação Dagorda, a par da
acumulação de outro tanto no Jurássico Superior,
deve ter acentuado a pressão e plasticidade daqueles
materiais. Tal dinâmica teria promovido o seu movi-
mento horizontal e ascensional (ao longo das gran-
des fraturas regionais), controlando a subsidência
diferencial na bacia e, possivelmente, até os próprios
sistemas deposicionais jurássicos (Alves et al., 2003,
2006; Carvalho et al., 2005).
32
Figura 4
Esquemas paleogeográ cos
das Sequências de
2ª Ordem da Bacia Lusitânic a.
a) Sequên cias C a G, ba seado
em dados d e poços e a o-
ramentos, complementado
pela consulta de Mouterde
(1979), GPEP (1986) e Rocha
et al., 1996 e b) sequências
H a N, baseado em dados de
poços e aoramentos, modi-
cado de BAG (1996).
Figure 4
Palaeogeographic sketches
for 2nd-Order Sequences at
the Lusitanian Basin.
a) Sequences C to G, based
in well and outcrop dat a,
complemented by data
from Mouterde (1979),
GPEP (1986) and Rocha et al.
(1996) and b) sequences H
to N, based in well and out-
crop data , modified from
BAG (199 6) .
33
34
Etapa II.1b. – Sequência J
No Tithoniano, desenvolveram-se sistemas depo-
sicionais fluviais meandriformes e flúvio-deltaicos na
Bacia Lusitânica, com acumulação de corpos are-
nosos canalizados, intercalados em lutitos vermelhos
de inundação (Formação Lourinhã) com espessuras
médias da ordem de 400m (máximas de 1.100m no
Bombarral). A sedimentação traduz a progradação
de depósitos siliciclásticos provenientes dos bordos
oriental e ocidental da bacia (onde aflorava o emba-
samento Paleozoico) para o seu sulco central com
drenagem regional axial para SSW, passando neste
momento a fácies costeiras arenosas (Formação
Porto da Calada) e carbonáticas (Formação Farta
Pão) (Hill, 1988) (fig. 4).
Esta progradação aluvial marca o resultado da ate-
nuação da intensa subsidência tectônica do Jurássico
Superior, promovendo a colmatação e sedimentação
predominantemente continental na bacia, a qual
prosseguiria até o Cretáceo Inferior.
Etapa II.2 – Sequência L
As fácies flúvio-deltaicas e transicionais do
Berriasiano deram subitamente lugar a depósitos
fluviais areno-conglomeráticos, localmente ravi-
nantes e discordantes (Formação Vale de Lobos,
espessura de 50m) (Rey et al., 2006). Distalmente,
estes depósitos fluviais passam a arenitos finos
e calcários rasos (Formação Serradão, cerca de
100m). Este aporte de abundantes siliciclásticos
grosseiros, provenientes do embasamento em
direção ao depocentro marinho, traduz um soer-
guimento das bordas da bacia e um aumento da
diferenciação paleogeográfica da bacia. Ao longo
do Valanginiano, desenvolveram-se em condi-
ções transgressivas as fácies carbonáticas costei-
ras, com espessos calcários recifais na região de
Lisboa (Formação Guincho). Tal como no Jurássico
Superior, a bacia encontrava-se aberta e drenando
para SSW (fig. 4).
Toda esta sedimentação flúvio-estuarina e
marinha costeira restringiu-se aos sectores meri-
dionais da bacia, não apresentando qualquer
registro nos sectores a N da Falha Lousã-Caldas
da Rainha. Esta lacuna deposicional - a par da
ruptura sedimentar e forte aporte siliciclástico -
indica soerguimento e exposição do sector norte
da bacia, com acumulação da subsidência nos
sectores central e sul.
Etapa II.3 – Sequência M
Durante o Barremiano, o sector norte da bacia
continua emerso e exposto, enquanto nas áreas depo-
cêntricas a Sul se verifica uma forte regressão traduzida
em emersão e carsificação da plataforma carbonática
da Formação Guincho. Esta superfície encontra-se co-
berta por depósitos estuarinos nas áreas depocêntricas
(Formação Regatão; 50m) e fluviais na larga maioria das
restantes áreas (Formação Almargem Inferior; 20m).
Ao longo do Aptiano, a sedimentação carbonática gene-
ralizou-se nos sectores meridionais da bacia, por vezes
com construções recifais (Formação Crismina, 80m).
Esta etapa marca uma nova reativação da bacia,
com aporte terrígeno em direção às áreas depocên-
tricas situadas a SSW na região de Lisboa-Cascais
seguida de uma transgressão marinha. Ainda assim,
menos acentuada que a do Valanginiano (fig. 4).
Cretáceo Inferior a Cretáceo Superior
Etapa III.1 – Sequência N
No Aptiano terminal, a anterior sedimentação fina e
carbonática é abruptamente interrompida por um forte
aporte de siliciclásticos grosseiros por rios entrelaçados.
Estes depósitos estão presentes na maior parte da bacia,
tanto no sector sul e central (Formação Rodízio, 20m)
como no sector norte (Formação Figueira da Foz), fre-
quentemente ravinando as unidades subjacentes cretá-
cicas e mesmo jurássicas (em especial no sector norte).
Os estudos de paleocorrentes e proveniência indicam
acarreios de E e de W (Rey, 1972), o que significa que o
bloco de embasamento da Berlenga também terá sido
soerguido e novamente sujeito a erosão, pelo menos a
ocidente do sector central da bacia.
Ao longo do Albiano, a sedimentação terrígena
foi dando lugar a fácies mais finas e, nas áreas mais
distais a SSW, a depósitos marinhos costeiros (fig. 4).
No Cenomaniano, deu-se a instalação progressiva de
uma plataforma carbonática rasa de S para N, com
barreiras recifais de rudistas nos sectores central e sul
(Formação Costa de Arnes)
Esta etapa representa uma importante rotura de
escala bacinal, com soerguimento do embasamento
e de sectores invertidos da bacia, originando discor-
dâncias erosivas e forte aporte de siliciclásticos. A evo-
lução posterior relaciona-se à subida global do nível
do mar no Cenomaniano-Turoniano (Haq et al., 198 8).
35
Etapa III.2 – Sequência O
No Turoniano, a sedimentação carbonática e recifal
mostra para o topo sinais evidentes de raseamento,
registrando-se em múltiplos locais da bacia emersão
e carsificação generalizadas. Nos sectores sul e central
da bacia, a sedimentação cessou em definitivo, regis-
trando-se um hiato deposicional até o Paleógeno. Dessa
forma, a Bacia Lusitânica ficou restrita ao sector norte,
no qual se observa uma importante discordância, por
vezes angular, entre os calcários recifais da Formação
Costa d’Arnes e os depósitos siliciclásticos sobrejacentes
de idade Campaniano, traduzindo o aporte de grandes
quantidades de siliciclásticos provenientes das áreas
soer guidas a leste (Grês Grosseiros Superiores), cujo teto
registra uma importante quebra sedimentar com um
episódio regional de intensa silicificação. A esta descon-
tinuidade sucede um evento geodinâmico com o início
de atividade magmática e diapírica, com brechas peri-
diapíricas, marcando o momento da extrusão subaérea
dos materiais argilo-evaporíticos da Formação Dagorda.
A situação descrita indica que a descontinuidade
do Cretáceo terminal corresponde a um evento de
natureza essencialmente geodinâmica e não tanto
eustática, tanto mais que a tendência global seria
ainda positiva (Haq et al., 1988).
Etapa IV.1 – Sequência P
O final do Cretáceo é marcado por um hiato depo-
sicional na bacia, sendo soerguido todo o sector sul e
central, gerando-se duas bacias continentais a NW e a SE
desse relevo – as futuras bacias cenozoicas do Mondego
e do Tejo. A Sul da Falha da Lousã, deu-se soerguimen-
to e erosão generalizada com magmatismo extrusivo
intenso, enquanto para NW se configurava uma nova
bacia com preenchimento aluvial condicionado pelas
estruturas diapíricas em extrusão.
processos geodinâmicos
Para além da análise estratigráfica do preenchi-
mento sedimentar, foram analisados os diversos
processos geodinâmicos atuantes na bacia, especifica-
mente o seu magmatismo e a evolução do diapirismo.
magmatismo
O magmatismo mesozoico na margem ibérica oci-
dental tem os seus primeiros registros em intrusões
filonianas NNE-SSW de caráter alcalino, presentes
nas rochas do embasamento Paleozoico (Gomes et
al., 1995). As datações existentes apontam para uma
contemporaneidade com o início da sedimentação do
Triássico Superior há cerca de 230 Ma, o que permite
correlacionar estas intrusões e o início da distensão e
fragmentação do Maciço Hespérico, que gerou os gra-
bens intracontinentais triássicos com idêntica orientação.
O segundo evento magmático corresponde a
intrusões e extrusões basálticas, apenas presentes
no extremo sul da bacia (Sesimbra), mas bem
desenvolvidas nas bacias do Alentejo e do Algarve.
O carácter toleítico e as idades em torno de 200
Ma permitem correlacionar este evento e o CAMP
(Central Atlantic Magmatic Province), resultante de
adelgaçamento e fusão na base da litosfera conti-
nental, associado ao rifteamento intracontinental
e início do espalhamento oceânico no Atlântico
Central (Martins et al., 2007; 2010).
O terceiro evento magmático desenvolveu-se há
cerca de 140 Ma (Berriasiano) com caráter transicional
em intrusões orientadas NNE-SSW, frequentemente
associadas aos alinhamentos tectônicos em que afloram
os diápiros da bacia. Este evento é atribuído a fusão
parcial na base da litosfera continental em regime dis-
tensivo, sendo contemporâneo do início da oceanização
no Atlântico Norte (Martins, 1991; Martins et al., 2010).
A coincidência espacial entre estes filões e os diápiros
tem levado alguns autores a considerá-los “motores
térmicos” da ascensão, por aquecimento e fluidização
(Kullberg, 2000). No entanto, comparando-se a outras
idades de reconhecida actividade diapírica, não existem
evidências geológicas ou geofísicas de significativa
ascensão nessa idade.
O quarto evento é de caráter alcalino (Miranda
et al., 2008; Martins et al., 2010), tendo-se iniciado
há cerca de 90 Ma (final do Turoniano) com pe-
quenos sills, atribuídos a fusão mantélica, fratura-
mento litosférico e rápida ascensão, contemporânea
da abertura da Biscaia e rotação da microplaca
ibérica. O magmatismo intensificou-se há cerca de
78 Ma (Campaniano) com a instalação do maciço
intrusivo de Sintra, cuja natureza grano-diorítica
denota importante assimilação crustal. Este evento
alcalino terminou há cerca de 72 Ma (Campaniano
terminal), com intenso vulcanismo e intrusões na
região de Lisboa, contemporâneo do início da co-
lisão entre a placa africana e a microplaca ibérica.
Desta breve resenha, conclui-se que os quatro
eventos magmáticos da Bacia Lusitânica estão clara-
mente associados à evolução geodinâmica regional,
36
Figura 5
Isópacas das sequências de
2ª ordem. a) Sequê ncias C
a H e b) sequên cias I, J, L e
M a P.
Figure 5
Isopachs for 2nd ord er
sequences. a) Sequences C
to H and b) sequences I to L
and M -P.
37
38
traduzindo e sublinhando as sucessivas etapas evo-
lutivas da Bacia Lusitânica.
diapirismo
O diapirismo na Bacia Lusitânica está relacionado
à movimentação lateral e vertical de massas argilo-
sas da Formação Dagorda, ricas em evaporitos com
halita e gesso de idade hetangiana (início do Jurássico
Inferior, Sequência C). Estes materiais foram depo-
sitados em bacias intracontinentais a transicionais,
desconhecendo-se a sua espessura original ou a sua
variação regional, por se encontrarem quase sempre
a alguns quilômetros de profundidade, excepto nas
áreas onde afloram por ascensão diapírica.
Nas linhas sísmicas onshore (fig. 6), observa-se
frequente deformação dos níveis da Formação
Dagorda com importantes movimentações horizon-
tais e variações de espessura, as quais devem ter
controlado a sedimentação pelo menos a partir do
Jurássico Superior (Alves et al., 2005). Tal fato leva
a supor que a ascensão diapírica teve seu início a
essa altura, associada à reorganização geodinâmica
da bacia e à intensa subsidência então registrada.
Essa ascensão deu-se, preferencialmente, ao
longo de dois alinhamentos orientados NNE-SSW,
devendo corresponder a direções de fraturamento
tardi-variscanas, ativas ao nível do embasamento e
transmitidas à cobertura sedimentar.
As massas diapíricas originaram relevos contro-
ladores da sedimentação fluvial no Cretáceo Inferior
(Dinis e Pena dos Reis, 1989), atingindo a superfície
com extrusão a partir do Cretáceo Superior (Pena
dos Reis, 1983) em relação ao evento magmático
que assinala o final da subsidência e a inversão
definitiva da bacia.
A geometria dos diápiros aflorantes indicia tam-
bém a sua deformação em regime compressivo ao
longo do Cenozoico (Miranda, 2009; Fernandes,
2009). A análise cartográfica sugere a existência
de rejeitos levógiros em dois grandes alinhamentos
diapíricos NNE-SSW: o de Caldas da Rainha a ocidente
e o de Porto de Mós a oriente, com configurações
de pull-apart na maioria das áreas de afloramento da
Figura 6
Linhas sísmicas exempli-
cativas das relações entre a
tectônica do embasame nto,
as movimentações diapíricas
e o controle da sedimentação
no Jurássico Superior.
a) Modicado de Ras mussen
et al. (2004). b) Modic ado
de Alves et al. (2003).
Figure 6
Seismic lines representing
relationships between base-
ment tec tonics, diapiric move-
ments and sedimentation
control in L ate Juras sic.
a) Modified from Rasmussen
et al. (2004). b) Modified from
Alves et al. (2003).
39
Formação Dagorda. Cada uma dessas bacias parecem
estar afectadas por compressão orientada segundo
WNW-ESE. A uma maior escala, o bloco central alon-
gado NNE-SSW e delimitado por aqueles dois alinha-
mentos apresenta uma terminação em indentação
compressiva no seu extremo meridional (Matacães)
e também no seu extremo setentrional (Serra da Boa
Viagem). Esta complexidade estrutural aponta para
diferentes episódios compressivos, desde o Cretácico
Superior até o Quaternário, havendo evidências de
deformação neotectônica das falhas e das áreas dia-
píricas (Cabral, 1985).
subsidência e soerguimento
As relações geométricas entre as diferentes fases
de preenchimento, bem como a articulação dos sis-
temas deposicionais em cada etapa em uma direção
source to sink, registram as transformações que o
nível de base sofreu ao longo do tempo, como res-
posta às variações da subsidência e dos episódios de
soerguimento (fig. 7). O espaço criado foi, em várias
etapas, determinado por oscilações do nível do mar,
enquanto em outras, por movimentação tectônica
de blocos.
Triásico Superior a Jurássico Médio
Triásico Superior - base do Jurássico (Sequências A, B e C)
A sedimentação foi condicionada por um sistema de
grabens e hemigrabens, criados pelos movimentos das
falhas lístricas e associados ao início da fragmentação
continental na margem oeste ibérica. É espessa a acumu-
lação de sedimentos clásticos em compartimentos sub-
sidentes, atingindo, em alguns casos, valores próximos
aos 600m. A geometria dos compartimentos parece
apontar para uma configuração de múltiplas rampas
estreitas inclinadas para oeste, terminando em falhas
orientadas N-S. Assim, os depósitos mais proximais
que se observam assentam geralmente sobre o emba-
samento através de superfícies erosivas com mergulho
para ocidente, servindo de zona de transferência para os
sectores mais próximos das falhas, onde as espessuras
aumentam. Estão descritos dois megaciclos granode-
crescentes (Palain, 1976), que resultam de episódios
fundamentais de reactivação vertical do fraturamento
tardi-variscano, exprimindo, ainda, uma migração do
depocentro de N (Águeda) para S (região de Coimbra).
Na fase final desta etapa, a subsidência tectônica
decresceu e adquiriu um carácter essencialmente
flexural, dando origem a uma geometria retrogra-
dante com onlap de depósitos transgressivos sobre o
embasamento. Esta sedimentação apresenta caráter
evaporítico (já na Sequência B e principalmente na
Sequência C) nas regiões mais centrais, bem como
nos blocos abatidos junto a sobrelevações de emba-
samento (Palain, 1976). As espessuras registradas da
sedimentação evaporítica são extremamente variá-
veis (fig. 5) e podem, em boa parte, explicar-se pela
movimentação lateral das massas salinas durante a
sedimentação das séries posteriores (Uphoff, 2005),
como é o caso do Jurássico Superior.
Sinemuriano - Caloviano (Sequências D, E, F e G)
Durante o Jurássico Inferior-Médio predominou
um contexto de desaceleração da subsidência
tectônica e a instalação de um quadro geral com
carácter distensivo em alguns episódios, porém,
com predomínio de uma geometria de sag interior.
Salienta-se a assimetria desta geometria com valores
mais elevados de subsidência a W e NW, como resul-
tado da atividade de prováveis falhas de crescimen-
to na proximidade do limite do bloco ocidental da
Berlenga nos primeiros tempos do Jurássico Inferior.
Por outro lado, verifica-se raseamento a E e SE, com
sedimentação pouco espessa e pouco subsidente
(fig. 5). Permanece a incerteza de como se pôde ter
passado de um quadro estruturado em blocos com
sulcos NE-SW (Uphoff, 2005) durante o Triássico
Superior a uma vergência da subsidência para NW.
A causa poderá ser o onlap da Formação Coimbra
e o afogamento generalizado de blocos tectônicos
que eram mais subsidentes nas áreas setentrionais já
no Triássico. Nota-se ainda a aparente instabilidade
provocada pela estruturação frágil em blocos, com
evidências deposicionais e bioestratigráficas no final
do Toarciano e início do Aaleniano. Em interpretação
de perfis sísmicos, já pode reconhecer-se o funcio-
namento do par sedimentação-halocinese (fig. 6).
Na passagem para o Aaleniano, este evento de
extrema importância estaria associado ao início de
espalhamento oceânico com geração de crosta oceâ-
nica entre o NW de Marrocos - Mauritânia e o Canadá
(início do Atlântico Central) e entre o N de Marrocos e
o SE da Ibéria (início do Tétis Alpino), ficando a Bacia
40
Lusitânica como ramo abandonado de rifteamento.
O registro sedimentar deste intervalo, aferido com
detalhado controle bioestratigráfico com base em
amonitas (Henriques,1995), documenta uma lacuna
na parte N da bacia (Cabo Mondego), a qual parece
ampliar-se para S no Algarve e ainda mais nas bacias
do Alto Atlas (Marrocos). Este hiato intra-Comptum
está registrado em outras bacias da Península Ibérica
(Basco–Cantábrica, Asturiana e Lusitânica norte)
(García-Frank et al., 2008). Todavia, segundo Henriques
(1995), o hiato estratigráfico verificado na Bacia
Lusitânica abrange a biozona Murchinsonae. Esta
Figura 7
Modelagem da subsidência
por sequências de 2ª ordem
em poços da Bacia Lusitânica,
incluindo curvas de subsi-
dência tectônic a e total,
modeladas em Decompac.
Figure 7
Subsidence modeling for
2nd-order sequences in
Lusitanian Basin wells,
including tectonic and total
subsidence curves, mod-
eled with the Decompac
softw are.
41
descontinuidade, bem documentada em várias
regiões, poderia ser resultante de uma regressão
forçada com descida do nível de base e incisão na
rampa, resultante de um impulso tectônico com plau-
síveis implicações na gênese de turbiditos, todavia,
não documentados. Esta atividade de estruturação
tem sido designada em outras regiões como “evento
Meso-Cimeriano” e relacionada ao efeito combinado
do rifteamento no Domínio Alpino-Tetiano e no Mar
do Norte, bem como ao início da formação de crosta
oceânica no sulco do Tétis ocidental ao longo da
margem marroquina.
Uma hipótese consistente para a origem deste
hiato estratigráfico aponta para o possível soergui-
mento das bordas das margens por entumescimento
térmico, associado ao início do espalhamento oceâ-
nico no sector ocidental da margem norte-africana.
A diminuição progressiva da subsidência, bem
como a resultante subida do nível relativo do mar,
deram origem a uma persistente sedimentação
carbonatada de plataforma agitada nas zonas
mais rasas e com alguns eventos bioconstruídos de
dimensões importantes, isolando as fácies margo-
calcárias nos sistemas mais profundos a NW, para
onde convergiam alguns materiais terrígenos finos
por bypass.
Esta fase de preenchimento Sinemuriano-Caloviano
é limitada superiormente por uma descontinuidade
que registra uma lacuna do Caloviano Superior até
o Oxfordiano Inferior. Este episódio sugere uma des-
cida eustática, contemporânea do soerguimento que
precedeu a segunda fase de rifteamento, com uma
acentuada queda do nível do mar e exposição da plata-
forma (Pena dos Reis et al., 1992; Azerêdo et al., 1998).
A descontinuidade está extensivamente reconhecida na
Europa e nos Andes (Hallam, 2001), tendo na Ibéria uma
expressão generalizada em diferentes bacias do sector
NE. Na Bacia Lusitânica, o levantamento com erosão
(fig. 8) afetou os materiais pré-existentes com evidências
de carstificação em alguns locais (Guéry et al.,1986;
Wright e Wilson, 1987 e Azerêdo et al., 1998).
Jurássico Superior a Cretáceo Inferior
Oxfordiano - Berriasiano (Sequências H, I e J)
Continua a abertura do Atlântico Central (Marrocos -
Mauritânia) e do Tétis Alpino (Marrocos – Ibéria W).
A principal mudança é que a Bacia Lusitânica, embora
Figura 8
Esquemas coceptuais da
evolução geodinâmica da
Bacia Lusi tânica d e acordo
com as etapas denidas nes te
trabalho.
Figure 8
Conceptual schematics of the
geodynamic evolution of the
Lusitanian Basin according to
the steps defined in this pape r.
42
ainda como rifte intracontinental, passa a estar alinhada
à orientação e rifteamento do Atlântico Central.
Entretanto, nos Pirineus, desenvolve-se uma bacia de
pull-apart entre a Ibéria e a Laurasia.
No Oxfordiano Médio, iniciou-se uma nova fase
de rifteamento na Bacia Lusitânica com orientação
SSW-NNE (Wilson et al., 1990), com reativação das
fracturas tardi-variscanas. Desenvolveram-se, então,
duas grandes fossas tectônicas, separadas pelo
designado alinhamento das Caldas da Rainha
(Canérot et al., 1995): a Fossa da Beira Litoral a N,
menos subsidente e com uma orientação NNW-SSE
e a Fossa da Estremadura a S, com orientação
NNE-SSE e com valores acentuados da subsidência
tectônica. A sedimentação iniciou-se por carbo-
natos em lagunas costeiras (Formação Cabaços),
com graus variáveis de influência marinha (Wright,
1985). O equilíbrio eustático da bacia foi atingido
pela sedimentação de carbonatos de plataforma
(Formação Montejunto), apresentando acentuadas
variações de fácies e de espessuras na região central,
registrando, também, a definição precoce de depo-
centros que diferenciaram, em seguida, diferentes
sub-bacias (fig. 5).
Em relação à instalação de um segmento de rifte
na Planície Abissal do Tejo (Mauffret et al., 1989), a
atividade distensiva intensificou-se significativamente
durante o Oxfordiano Superior, marcando o início do
intervalo de clímax. Nesta fase, estão registrados va-
lores de subsidência que ultrapassaram 1.600m/Ma
(Pena dos Reis et al., 1997). A rotação da placa
ibérica com um polo localizado para oriente provo-
cou uma distensão crustal orientada NNE-SSW ou
NE-SW (Brunet, 1992), justificando a definição de
diferentes sub-bacias (Arruda, Turcifal e Bombarral),
com uma geometria de pull-apart e controladas por
falhas profundas.
Na Fossa da Estremadura, a intensa subsidência
tectônica em sectores geometricamente diferen-
ciados por falhas do embasamento é acentuada
pela existência de um processo ativo de tectônica
salina. Com efeito, ao longo das principais falhas
profundas, observa-se em sísmica um espessa-
mento importante das massas evaporíticas, cuja
dinâmica foi a causa e o efeito das elevadas taxas
de sedimentação nos umbigos de subsidência
(depo centros) das sub-bacias (fig. 6). Mais a norte,
na Fossa da Beira Litoral com subsidência mais
moderada, as condições marinhas permaneceram
rasas e os depósitos apresentavam espessuras
menos variáveis.
O conjunto é interrompido no final do Berriasiano
por uma descontinuidade com erosão (Dinis et al.,
2008), que é associada a um evento distensivo na
margem oeste-ibérica, antecedendo o espalhamento
oceânico no sector do Tejo e marcando o início
da exumação do manto e o climax do rifteamento
no sector da Ibéria e da Galiza (Pinheiro et al.,
1992; Dean et al., 2000; Reston, 2005). Esta fase
de rifteamento, exprimindo sobretudo uma assi-
natura atlântica, vai expressar-se através de uma
migração do tempo de break-up de S para N e do
início da criação de crosta oceânica ao longo de três
sectores sucessivos: sector do Tejo, sector Ibérico
e sector da Galiza, cuja evolução pode ser reco-
nhecida através do registro sedimentar Cretáceo
(Dinis et al., 2008).
Valanginiano - Aptiano (Sequências L e M)
Continua a expansão do Atlântico Central com
propagação do estiramento e subsidência para a Bacia
Lusitânica. Permanece também a abertura do Tétis
Alpino, mas abranda o espalhamento entre a Ibéria
e o norte de Marrocos.
A Placa Ibérica apresenta tendência para se separar
da Laurasia (por via da Bacia Pirenaica) e aproximar-se
da África. A sedimentação, composta por calcários e
arenitos registrando essencialmente sistemas costeiros
e continentais, cujo depocentro localizava-se no sector
sul (Península de Lisboa), reduz-se aos sectores central
e meridional da Bacia Lusitânica nesta fase (fig. 5), com
valores moderados de subsidência e permanecendo, o
sector norte, em soerguimento e erosão. No Barremiano,
define-se uma regressão (Dinis et al., 2008), a qual se
associa uma descontinuidade erosiva com evidências
de paleocarsificação, limitando superiormente esta
sequência. À esta paragem atribui-se um soergui-
mento regional associado ao início do espalhamento
oceânico no sector da Ibéria (Whitmarsh e Wallace, 2001;
Shillington et al., 2004).
Finalmente, no final do Cretáceo Inferior, dá-se a
ruptura e o espalhamento oceânico ao largo da fachada
atlântica ibérica, ao mesmo tempo que cessa o afasta-
mento entre a Ibéria e norte da África, passando ambos
a fazer parte da mesma placa tectônica. O Tétis Alpino
liga-se agora ao Atlântico Norte mais abertamente por N.
A sedimentação, que continua a registrar sistemas
costeiros com eventos carbonatados e siliciclásticos
(Dinis et al., 2008), permanece confinada aos sectores
central e meridional da bacia, com valores reduzidos
de subsidência.
43
Cretáceo Inferior a Terciário
Aptiano – Maastrichtiano (Sequências N, O e P)
No Aptiano Superior, um novo episódio de estru-
turação tectônica registra o início do espalhamento
oceânico no sector da Galiza e está registrado por
uma descontinuidade de âmbito bacinal, sobreposta
por sedimentos aluviais e fluviais. Desta idade
são também reconhecidas descontinuidades em
sondagens na Galiza (Sibuet et al., 1978; Mauffret
e Montadert, 1988; Reston, 2005; Murillas et al.,
1990) e em muitas bacias da Europa ocidental, dos
domínios tetisianos e boreais.
Os sedimentos siliciclásticos grosseiros que
cobrem esta descontinuidade assentam em clara
discordância sobre níveis estratigraficamente
mais baixos, geralmente do Jurássico Superior
e Médio, atingindo mesmo níveis do Jurássico
Inferior. A distribuição espacial da amplitude deste
evento evidencia um aumento das espessuras ero-
didas de sul para norte, desde cerca de 500m na
região de Torres Vedras até mais de 2.000m na re-
gião de Coimbra-Aveiro. Este fato traduz a existência
de levantamentos significa tivos e crescentes para
N, possivelmente associados ao entumescimento
térmico antecedente do break-up definitivo então
registrado na margem oeste ibérica.
As bacias da borda ocidental da Ibéria passam
então a integrar uma configuração geodinâmica
de margem passiva, fato que justifica as reduzidas
taxas de sedimentação que se verificam a partir
desta fase, com um máximo de cerca de 500m de
sedimentos acumulados desde o final do Aptiano
até o final do Cretáceo.
A partir do Cretáceo Superior, devido à rotação da
Placa Africana no N da Ibéria (limite setentrional da
Placa), desenvolveu-se uma extensa zona de colisão,
responsável pelo início da inversão na Bacia Lusitânica.
Nos Pirineus, iniciou-se o encurtamento N-S, o qual só
atingiria o limite África-Ibéria no Eoceno (Atlas, Béticas,
etc.). Nesta altura, o espalhamento oceânico entrou até
à Groenlândia, ao mesmo tempo que o Atlântico Sul
se abria entre a América do Sul e a África Ocidental.
Após um ciclo do Cretáceo Superior, que ter-
mina com sistemas siliciclásticos progradantes para
W e SW, concluindo com exposição subaérea e um
silcreto (Pena dos Reis, 1983), acentua-se a inversão
tectônica da Bacia Lusitânica, já iniciada no Turonia-
no (Berthou, 1971) e conduzindo ao soerguimento
de uma faixa central, a qual irá separar duas bacias
cenozoicas a partir do final do Cretáceo: a Bacia
do Mondego a N e a Bacia do Tejo a S. Este soer-
guimento tectônico no sector sul coincide com o
início da atividade vulcânica na região de Lisboa.
A rede fluvial que se estabelece com drenagem
para NW e N tem origem no bloco soerguido a S
e é controlada pelos alinhamentos diapíricos a W
(fig. 5). A paleogeografia profundamente modifi-
cada restringe a sedimentação finicretácica pouco
subsidente ao sector a N da Falha Lousã-Caldas.
Cenozoico
A partir do Luteciano Médio (Eoceno), a tectônica
de blocos compartimentou o embasamento herciniano
e os sedimentos, que o recobriam em duas grandes
fossas com eixo NE-SW: a da Mondego e a do
Baixo Tejo. A sedimentação aluvial restringe-se às
fossas, com drenagem axial e subsidência fraca a N
e moderada a S. Com fraca acomodação, o volume
significativo de sedimentos então gerados utilizou
estas fossas pouco subsidentes como corredores de
by-pass em direção ao oceano a W.
No final do Mioceno, as fases tectônicas com-
pressivas da orogenia Bética acentuaram os gran-
des levantamentos do Maciço Marginal, Cordilheira
Central Portuguesa, Maciço Calcário Estremenho
e elevação das montanhas submarinas do Porto e
de Vasco da Gama. Em sectores restritos das bacias
referidas, acumularam-se sedimentos aluviais pouco
espessos, que estabeleceram sistemas costeiros de
configuração aluvial e estuarina e com importância
volumétrica significativa.
conclusões
A análise do preenchimento sedimentar que
constitui o registro geológico da Bacia Lusitânica,
permite reconstituir a evolução mesozoica desta
bacia no seu contexto geodinâmico regional. Essa
evolução pode ser sintetizada em sucessivas etapas
tectonossedimentares, nas quais os preenchimentos
registram a resposta dos sistemas deposicionais aos
soerguimentos e subsidências diferenciados.
A gênese da Bacia Lusitânica integra-se no con-
texto da evolução da Europa Ocidental, com forte
44
condicionamento exercido pelas fases orogênicas de
colisão e deformação dúctil no Permo-Carbonífero e
frágil a partir do Permiano. As consequentes suturas
e fraturas viriam a condicionar a própria gênese e
configuração da Bacia Lusitânica a partir do Triássico
Superior no contexto global de fraturamento do
Pangeia e formação de sulcos intracontinentais na
Europa ocidental e Leste da América. No território
português, a subsidência acentuada concentrou-se
em grabens assimétricos alongados NNE-SSW, rapi-
damente preenchidos por depósitos siliciclásticos em
condições de acentuada aridez. A colmatação deu-se
no final do Triássico, já em condições de afogamen-
to marinho raso, em onlap expansivo associado à
coalescência paleogeográfica e deposicional dos
sulcos iniciais.
O início do Jurássico foi marcado pelo incremento
da subsidência e criação de espaço de acomodação não
compensado pela sedimentação, em virtude da escassez
de aportes das áreas envolventes, parcialmente arra-
sadas. Esta situação promoveu a entrada generalizada
de águas marinhas e deposição de materiais carboná-
ticos profundos e ricos em matéria orgânica. Uma ampla
área subsidente abriu-se então a W e NW, ligando-se
aos mares tetianos europeus. Ao longo do Jurássico
Inferior e Médio, a subsidência foi se atenuando, regis-
trando, no entanto, alguma instabilidade tectônica,
sugerindo a manutenção da atividade das estruturas
do embasamento orientadas NNE-SSW, em especial
na borda ocidental. O final desta etapa é marcado pelo
preenchimento por materiais carbonáticos progradantes
e genericamente mais rasos para o topo.
No Caloviano, o raseamento da sedimentação
atingiu níveis extremos com total emersão e paleo-
carstificação nos sectores marginais da bacia. Esta
tendência está registrada em toda a região ibérica
e também nas bacias norte-atlânticas americanas
(Jeanne D’Arc), acentuada por um importante evento
geodinâmico regional, em que o alinhamento da Bacia
Lusitânica com o rifteamento do Atlântico Central
(já em espalhamento oceânico) induziu novos condi-
cionamentos tectônicos. Esse alinhamento provocou
uma reorientação das tensões e uma reconfiguração
da bacia segundo uma fossa estrutural aberta para
SSW. O referido evento traduziu-se por uma impor-
tante descontinuidade e lacuna estratigráfica regional,
localmente com discordância angular.
Em toda a bacia, os depósitos iniciais pós-
-discordância caloviana são de caráter ainda tran-
sicional e ricos em matéria orgânica. A subsidência
foi então fortemente retomada e as novas áreas
depocêntricas passaram a situar-se a SSW. Nestas
áreas, as sub-bacias recém-criadas apresentam um
forte controle geométrico pela tectônica local, atin-
gindo taxas de subsidência extremamente elevadas.
A análise deste evento de rifte permite considerar
uma forte criação de espaço de acomodação no
Oxfordiano Médio, o início da fase paroxismal no
Oxfordiano Superior e o clímax no Kimmeridgiano
Inferior. A fase paroxismal foi acompanhada pela
movimentação vertical e rotação de blocos intra-
bacinais, promovendo a carsificação e erosão de
níveis carbonatados marinhos do Oxfordiano nas
ombreiras e o preenchimento por olistostromas
e turbidtos nas áreas mais subsidentes. Para esta
instabilidade tectônica, contribuiu a movimentação
diapírica, induzida pela espessura sedimentar acu-
mulada ao longo do Jurássico e que começaria a
ultrapassar os 1.000m.
Ao longo do Jurássico Superior, a sedimentação
foi gradualmente compensando a subsidência em ate-
nuação, com progradação de materiais siliciclásticos
turbidíticos cada vez mais rasos, passando gradual-
mente a costeiros e flúvio-deltaicos.
A partir do início do Cretáceo Inferior, a subsidência
permaneceu moderada e a deposição passou a ser
predominantemente fluvial e costeira, com sedi-
mentação mista siliciclástica e carbonática em fun-
ção da ciclicidade tectonoeustática. A análise deste
preenchimento permite identificar descontinuidades
deposicionais com forte aporte terrígeno grosseiro e
progradante, atribuído a eventos de espalhamento
oceânico na fachada ibero-atlântica em sucessivos
segmentos a sul e a oeste da Bacia Lusitânica no
Berriasiano e no Barremiano, respectivamente.
No final do Aptiano, a abertura do Atlântico Norte
a latitudes norte-ibéricas deixou marcas fortes no
registro geológico da bacia. Importantes sectores
foram então soerguidos, principalmente a norte e
também na parte central, com significativas espes-
suras de sedimentos (até 1-2km) a serem erodidos e
transportados para o oceano. Os sedimentos pós-
breakup assentam frequentemente sobre o Jurássico,
com caráter fortemente erosivo, progradante e com
forte carga conglomerática, proveniente também das
áreas do embasamento soerguidas a leste e a oeste.
O Cretáceo Superior é marcado pela transgressão
marinha cenomaniana, cobrindo a maior parte da bacia
com uma unidade carbonatada e de fácies recifal. De
algum modo, este evento marca o final da subsidência
e o preenchimento da Bacia Lusitânica, dado que a
partir do Turoniano toda a parte meridional da bacia
45
entra em soerguimento com exposição e carsificação,
enquanto a parte setentrional registra uma sucessão
estratigráfica de depósitos pouco espessos associados
à inversão tectônica da bacia, que se prolongaria e se
acentuaria no Cenozoico.
Em geral, considera-se que a Bacia Lusitânica
apresenta uma evolução complexa e que não tra-
duz a simples abertura de uma margem atlântica
passiva. A herança paleozoica foi determinante
na estruturação e configuração da bacia nas suas
sucessivas etapas tectonossedimentares, bem como
na localização do magmatismo e do diapirismo, con-
tribuindo para essa complexidade. No Mesozoico,
a posição geodinâmica da Ibéria entre as placas
Europeia, Africana e Americana e entre o Tétis e
o Atlântico também condicionou fortemente essa
evolução, passando pelas seguintes situações:
i) inicialmente integrada na faixa colisional
euro-americana;
ii) afectada pelo fraturamento permo-triássico da
Europa Ocidental;
iii) apartada do continente norte-americano em
direção à Europa Ocidental, por influência
e alinhamento com a abertura do Atlântico
Central no Jurássico Superior;
iv) condicionada pelo início da abertura do
Atlântico Norte, por segmentos progradantes
para N até a ruptura e break- up no final do
Cretáceo Inferior e
v) afectada pela abertura da Biscaia, pela traje-
tória convergente com a placa africana e pela
colisão pirenaica, instaurando um regime pre-
dominantemente compressivo e promotor da
inversão tectônica da bacia de margem passiva
no Cretáceo terminal e Cenozoico.
Em cada uma destas situações, as paleogeogra-
fias e relações tectonossedimentares foram distintas,
produzindo um complexo mosaico estratigráfico,
cujo entendimento é fundamental para a predição
espaço-temporal dos diversos elementos dos sistemas
petrolíferos reconhecidos nesta bacia.
agradecimentos
Os autores agradecem à Petrobras pelas condições
financeiras e técnico-científicas para o desenvolvimento
do Atlantis no âmbito do Programa de Fronteiras
Exploratórias do Centro de Pesquisas, com especial
apreço aos geólogos Adriano Viana e Gilmar Bueno.
Agradece-se também aos doze bolsistas deste projeto,
sediados nas universidades de Portugal (Coimbra e
Lisboa) e do Brasil (Sergipe), pelo intenso trabalho
produzido, bem como a diversos consultores (Tiago
Alves, Ramón Salas, Ricardo Pereira, Maria Helena
Henriques, Angel Corrochano, Hugo Matias, entre
outros), que contribuíram para a discussão de muitos
dos temas aqui abordados. Finalmente, agradece-se
à Divisão de Prospecção e Exploração de Petróleo
(DPEP, Portugal) pelo acesso aos seus arquivos de
dados exploratórios da bacia.
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50
expanded abstract
The analysis of the sedimentary infill of the Lusitanian
Basin allows the reconstruction of its Mesozoic evolution
within a Western-European geodynamic context. That
evolution may be summarized in successive tectono-
sedimentary steps, during which the infills record the
response of the depositional systems to time and space
differentiated subsidences and uplifts.
The genesis of the Lusitanian Basin may be inte-
grated in the Late Paleozoic evolution of Western
Europe, with a strong influence of the Carboniferous
to Permian orogenic phases of collision and ductile
deformation and Permian brittle fracture. Those
sutures and fractures would condition the origin
and configuration of the Lusitanian Basin since the
Late Triassic, in the global context of the Pangaea
break-up and intra-continental troughs in Western
Europe and East America. In Western Iberia, strong
subsidence concentrated in asymmetric NNE-SSW-
trending grabens, rapidly filled by alluvial-fan silici-
clastic deposits passing to sabkha evaporite clays
and salts, under arid climatic conditions. At the end
of the Triassic, the basin became filled-up, due to a
shallow marine tethyan ingression, with expansive
onlap associated to paleogeographic coalescence
of the initial troughs.
The beginning of the Jurassic was marked by
increased subsidence and accommodation space,
not compensated by sedimentation, due to the
scarcity of inputs from the surrounding areas,
already largely eroded. This situation promoted a
generalized marine ingression and deposition of
deep-sea carbonates, rich in organic matter. A large
subsiding ramp had developed by then, deepening
towards W and NW and connecting itself to the
tethyan European seas. Throughout the Early and
Middle Jurassic, the subsidence was been attenu-
ated, with some tectonic instability, suggesting the
activity of NNE-SSW- trending basement structures,
especially on the western border of the basin.
A prograding and shallowing-up carbonate fill-up
marks the end of this mainly marine and carbonate
evolutionary step.
The Callovian is marked by strong shallowing
and even emersion with paleo-karstification at the
borders of the basin. This event is present in all Iberia
and also in the North-Atlantic American basins, pos-
sibly related to the alignment of the Central Atlantic
ocean-spreading with the Western Iberian facade
and the Lusitanian Basin rifting. This geodynamic
re-organization promoted a regional unconfor-
mity and the re-orientation of the subsiding trough
towards NNE-SSW.
The initial post-unconformity deposits are mainly
transitional and rich in organic matter. Intense sub-
sidence started again in Oxfordian, with depocenter
areas located to the SSW, strongly controlled by
basement structures. Maximum subsidence and
accommodation space, associated to the rift cli-
max, were attained in the Lower Kimmeridgian.
Uplift and intra-basinal block rotation promoted
karstification and erosion of Oxfordian carbonates
in the rift-shoulders. This instability may have been
contemporary to important diapiric vertical move-
ments, considering an over 1.000m thick overbur-
den of the Triassic salt, by then.
Towards the end of the Jurassic, sedimentation
gradually compensated subsidence and siliciclastic
turbidites prograded into the basin, passing to coastal
and fluvio-deltaic deposits in Tithonian times.
During the Early Cretaceous, subsidence was low
and sedimentation was mainly fluvial and coastal,
with alternating and mixed siliciclastics and carbon-
ates, associated to local and global eustatic cycles.
Some strong coarse-grained prograding siliciclas-
tics mark basinal ruptures, related to the ocean-
spreading events at the Iberian Atlantic facade, to
the SW of the Lusitanian Basin, in Berriasian (with
transitional magmatic intrusions underlining this
event) and Barremian times.
The opening of the North Atlantic west of Iberia
at Late Aptian times, introduced a strong geological
record in the basin, with important uplifts (up to
2km in the northern sectors), intense erosion and
coarse post-breakup conglomerates being carried
towards SW. The Late Cretaceous is marked by a
Cenomanian transgression, covering the basin with
reefal carbonates, representing the end of the ba-
sin’s subsidence and infill. Since the Turonian, emer-
sion became predominant in the southern sectors
and thin sediments in the northern sectors register
the beginning of the tectonic inversion history of
the basin. Piercing of the thick Mesozoic cover by
diapiric bodies and by alkaline volcanics was also
attained by then. The tectonic inversion of the basin
would continue and even accentuate during the
Tertiary, associated to the alpine collisions.
The Lusitanian Basin presents a complex evolu-
tion which should not be assigned strictly to the
opening of a passive Atlantic margin. Paleozoic
51
inheritance was crucial on the structural evolution
of the basin, defi ning sub-basins and depocenter
axes, magmatic events and diapiric movements.
Mesozoic geodynamic location of the basin be-
tween European, African and North-American
plates, as well as between the Tethys and the
autores
Rui Paulo Bento Pena dos Reis
Universidade de Coimbra
Faculdade de Ciências e Tecnologia
Departamento de Ciências da Terra
penareis@dct.uc.pt
Rui Paulo Bento Pena dos Reis nasceu em Assentis-
Torres Novas em 15 de junho de 1952. Pela Universidade
de Coimbra licenciou-se em Geologia em 1976, dou-
torou-se em Estratigrafi a em 1984 e fez a agregação em
2001. Desde 1977 lecciona e desde 1984 supervisiona
projetos de mestrado, de doutoramento e de pós-douto-
ramento em Estratigrafi a, Sedimentologia e Geologia
de Petróleo no Departamento de Ciências da Terra da
Faculdade de Ciências e Tecnologia da Universidade de
Coimbra. Especialista em estratigrafi a e análise de bacias,
é autor ou coautor de um grande número de capítulos
de livros e artigos científi cos, fundamentalmente relacio-
nados à Estratigrafi a de Sequências e Análise de Sistemas
Petrolíferos em Bacias Atlânticas. Desde 1992, coordena
projectos exploratórios de I&D com a indústria.
Nuno Lamas Pimentel
Universidade de Lisboa
Faculdade de Ciências
Departamento de Geologia
Pimentel@fc.ul.pt
Nuno Lamas Pimentel é nascido em Lisboa em 1963.
Obteve a Graduação em Geologia e Doutorado em
Estrati grafi a e Sedimentologia pela Universidade de
Lisboa em 1997, sendo docente desta universidade
desde 1987. Colaborou em diversos projetos de
pesquisa na área sedimentar em Portugal e no Brasil
desde 2000. Foi membro coordenador do Projeto
Atlantis (2007-2010) e actualmente do Projeto
Sagres, ambos para o Centro de Pesquisas da
Petrobras. Co-organizou a “II Conjugate Margins
Conference, Lisbon-2010” e diversos Cursos de Campo
na Bacia Lusitânica para a Petrobras a partir de 2006.
Atlantic oceans, also contributed to this complexity.
The understanding of this mosaic, involving rapidly
changing paleogeographies and tectono-sedimentary
relationships, is crucial to deal with the petroleum
system elements, recognized and active in the basin,
and to predict its articulation in space and time.
52
Antônio Jorge Vasconcelos Garcia
Universidade Federal de Sergipe
NUPEG – Petrobras/UFS/FAPESE
Núcleo de Geologia – NUGEO
garciageo@hotmail.com
Antônio Jorge Vasconcellos Garcia nasceu em
18 de abril de 1956 em Belém. Graduou-se geólogo
em 1978 pela Universidade Federal do Rio Grande
do Sul, concluiu mestrado em Geociências em
1982 pela Universidade Federal do Rio Grande
do Sul e doutorou-se em Geociências em 1992
pela Universidade Federal do Rio Grande do Sul.
Pós-Doutorado pela Universidade de Uppsala,
Suécia, em 1996. Especialização em Gestão da
Qualidade, com ênfase na Gestão de Equipes
Multidisciplinares, em 1999 pela UNISINOS. Iniciou
carreira docente em 1983 atuando como professor
de graduação e pós-graduação da Universidade
Federal de Ouro Preto, atuando no Programa de
Mestrado em Geologia de Reservatório. Em 2006,
transferiu-se para a Universidade Federal de Sergipe,
colaborando com a implantação do Curso de
Geologia e coordenando projetos para a Petrobras
voltados para a Caracterização Multiescalar de
Reservatórios e Análise de Bacias. Atualmente,
desenvolve pesquisa aplicada focando a caracte-
rização multiescalar de reservatórios em rochas
carbonáticas envolvendo estudos de afl oramentos
análogos e a formação de recursos humanos.
... Late Jurassic sedimentation begins with transitional carbonates, these with source-rock potential (Cabaços Formation; Azerêdo et al., 2003), followed by open marine limestones (Montejunto Formation) (Fig. 2). The synrift corresponds to the Oxfordian Cabaços, Kimmeridgian Abadia and Boa Viagem Formations (Leinfelder & Wilson, 1989; Pena dos Reis, 2000;Pena dos Reis, Pimentel, & Garcia, 2011), with a climax recorded in the transition from Oxfordian to Kimmeridgian followed by thick coarse-to fine-grained alluvio-deltaic to turbiditic accumulations, representing effective reservoirs. Fluvial siliciclastics infill progradation is remarkable over the entire basin at this time (Lourinhã Formation;Hill, 1988) (Fig. 2). ...
... The Late Triassic to Early Jurassic evolution of the Lusitanian Basin corresponds to the opening of intracontinental basins to marine conditions at the western edge of the Iberian Margin. This evolution is related to the earliest phases of the Pangea break-up and to the opening of the Western Tethys along a complex network of major fractures leading to marine incursions (Wilson, 1988;Watkinson, 1989; Pena dos Reis et al., 2011). ...
... These are also likely present in the Peniche Basin, according to seismic interpretation of the similar structuring and stratigraphic framework. The Early Jurassic sediments of the Lusitanian Basin record an open-marine ramp deepening to the NW (Duarte et al., 2010;Pena dos Reis et al., 2011). According to Pimentel and Pena dos Reis (2016) the Early Jurassic paleogeographic configuration of the Peniche Basin is still rather speculative, but symmetrical infill geometries and thickening towards rotated blocks and rift shoulders suggest the possibility of deeper-water conditions towards the east, consequently the source-rock potential of the Lower Jurassic succession probably increases in that direction. ...
Chapter
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The continental edge of the Western Iberian Margin is marked by two contrasting basins, the mostly onshore Lusitanian Basin and the mostly deepwater Peniche Basin. These two rift basins were originated during the opening of the North Atlantic Ocean and have similar characteristics and are geographically separated by an elongated basement high that strikes quasiparallel to the Portuguese coastline. The basins evolved during the Mesozoic as part of the Iberia Peninsula. The petroleum geology history of the relatively unexplored Lusitanian Basin is reconstructed in this chapter through the detailed stratigraphic mapping of outcrop and legacy exploratory drilling. The lesser-known Peniche Basin, to the west of the bounding basement high, is part of the deepwater continental margin of Iberia; knowledge of this basin is derived from seismic stratigraphic comparisons with Lusitanian Basin.
... Na Bacia de Peniche foram identificadas 7 unidades sismo-estratigráficas, consideradas correlativas de unidades equivalentes, definidas na Bacia Lusitânica (Wilson et al., 1989;Rasmussen et al., 1998;Alves et al., 2009;Pena dos Reis et al., 2011). Estas unidades correspondem a etapas de enchimento e a pacotes sedimentares separados por descontinuidades identificáveis nas linhas sísmicas. ...
Article
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This paper addresses the modeling of thermal maturation of two potential source-rock units of the Lusitanian Basin, Lower Jurassic and Upper Jurassic, also interpreted in the Peniche Basin. Ten wells in Lusitanian basin and 15 pseudo- wells in the Peniche basin have been analyzed and modeled with PetroMod software. Pseudo - wells were built based on the interpretation of seismostratigraphic units, identified in 28 regional seismic lines, by correlation with the onshore units. The modeling indicates maturation conditions of both source-rocks for oil in both basins, with the possibility of gas generation in the most subsiding sectors. Maturation in the Peniche Basin appears to be more extensive and also more recent, as a result of its outermost position in the geodynamic context of the opening of the North Atlantic Ocean. © 2014 LNEG – Laboratório Nacional de Geologia e Energia IP.
... The framework was well calibrated through the rich and diversified ammonite record, including both northwest European taxa together with typical Mediterranean taxa (Henriques, 1989, 1992, 1995, 2000a,b; Henriques and Canales, 2013). The Lower–Middle Jurassic record of the Lusitanian Basin is represented by an increasing NW–SE differentiation within a carbonate ramp, which corresponds to the sag interval that follows the Late Triassic rifting episode (Pena dos Reis and Pimentel, 2010; Pimentel et al., 2010). The resulting distal and proximal successions, already recognised during the Toarcian, enabled the definition of the lithostratigraphic units represented in Fig. 2 (Duarte, 1997; Azerêdo et al., 2003), to which the sections of the studied material in this work are referred. ...
Article
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RESUMO Neste trabalho apresenta-se uma resenha das atividades de pesquisa de hidrocarbonetos que ao longo do século XX se desenrolaram na Bacia Lusitânica, realçando a crescente confiança e aposta das empresas, apoiadas pela tecnologia (em particular a prospeção sísmica) e pela contribuição de investigadores nacionais e estrangeiros. Destaca-se primeira "época dourada" dos anos 70-80, com quase toda a bacia onshore concessionada para pesquisa e exploração, seguida de uma fase de "acalmia", com ressurgimento na passagem para o século XXI, no qual se aborda o papel das empresas na ligação às Universidades e alguns projetos desenvolvidos nesse âmbito. Numa segunda parte, caracterizam-se tecnicamente os elementos e os processos dos três sistemas petrolíferos identificados na bacia, relacionados com os principais níveis geradores, atestando o seu potencial efetivo. Numa terceira parte aborda-se o futuro da bacia em termos da rentabilização de todos os seus recursos, não só energéticos, mas também de outras índoles, incluindo os recursos humanos formados (e por formar) nesta "bacia-escola". Conclui-se acerca do potencial técnico, científico e económico da Bacia Lusitânica, numa perspetiva de desenvolvimento.
Article
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The Amaral Formation has a wide geographic distribution within the Lusitanian Basin, at the western Iberian Margin (Portugal). The different depositional contexts for this unit enabled the distinction of three sectors: lagoon, lagoon-barrier, and marine-distal. The integration of the evolutionary taphonomic analysis of its fossil assemblages with the analysis of multiscale properties through the CAMURES methodology (Multiscale Reservoir Characterization) allowed the application of a methodology for the classification of coquina which was previously developed for the Morro do Chaves Formation (Sergipe-Alagoas Basin, Brazil). Here, it was adapted according to the complexity of the Amaral Formation deposits. The classification of ten taphofacies, in association with four lithofacies, allowed the definition of 84 petrofacies, based on the nature of the sedimentary and taphonomic processes. The relationship between the structural context, the systems tracts, the diversity of the fossil record, the classification of taphofacies and petrofacies, and the understanding of vertical and lateral variations of the sediments' deposition within the unit support the construction of geological and theoretical models for coquina deposits. These models will allow for prediction of the spatial distribution of facies in other coquina analogous hydrocarbon reservoirs, as well as specifying the delimitation of reservoir zones for 3D geocellular modeling and flow simulation of hydrocarbon-producing reservoirs, thus improving predictive analyses.
Article
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An integrated stratigraphic, palaeontological, palaeoenvironmental and palaeogeographical study of the traditionally considered Upper Jurassic–Lower Cretaceous dinosaur-bearing sedimentary record (DSR) of eastern Spain is accomplished for the first time. Several areas where dinosaur fossils are abundant (western Maestrazgo and South-Iberian basins) have been studied in detail. In all the areas, the DSR comprises a carbonate-dominated lower part (CLP), and an essentially siliciclastic upper part (SUP). Deposition occurred in a shallow-very shallow marine carbonate platform, laterally connected towards the N and W to coastal and alluvial environments. The overall upwards evolution is regressive with a transgresive episode at the uppermost part. The DSR includes deposits previously assigned, depending on the studied area, from the Kimmeridgian to the Barremian (locally even to the Aptian–Albian). However, ages obtained in this work from larger benthic foraminifera (LBF), demonstrate a Kimmeridgian–Tithonian age (locally Kimmeridgian-Early Berriasian?) for the DSR. These findings have important implications regarding the age of dinosaur fossils of these deposits, traditionally assigned to the Jurassic-Cretaceous transition, or even to the Early Cretaceous, erroneously, and have necessitated a deep litho- and chronostratigraphic revision of the units previously established in the studied areas: new data indicate that the DSR is correlatable with deposits of the Villar del Arzobispo Fm and that the usage of the Aldea de Cortés and El Collado Fms, traditionally assigned to the Early Cretaceous, should be avoided. New data also reveal that the DSR should be correlated with other Kimmeridgian–Tithonian dinosaur-bearing deposits of Iberia, such as those of the Cameros Basin, Asturias and Portugal, and have encouraged a revision of the Iberian palaeogeography at that time. In fact, ages obtained from LBF agree with data provided by the systematics of dinosaurs, since dinosaur faunas of eastern Spain are similar to those of the other Late Jurassic Iberian areas, especially to those of the Lusitanian Basin.
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Figueira da Foz municipality has a very important geoheritage significance and the local authorities, the population and the academics recognize it. Even though it is a small-scale coast, unique geological and geomorphological features are found. It is well-known due to its international stratigraphic relevance given by the establishment of two stratotypes. The rocks of the region are well exposed along the shore, the archaeological patrimony, the cultural heritage and the biodiversity complete the region with high quality, and provide a global classroom. It is a catalogue of scientific, touristic and educational values that is being used for a long time. Because of all this became officially by UNESCO an Aspiring Jurassic Geopark of Figueira da Foz in 2018.
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The relatively well-studied Lusitanian Basin in coastal west-central Portugal can be used as an analogue for the less well-known Peniche Basin in the deep offshore. In this paper the Lusitanian Basin is reviewed in terms of stratigraphy, sedimentology, evolution and petroleum systems. Data comes from published papers and technical reports as well as original research and field observations. The integration and interpretation of these data is used to build up an updated petroleum systems analysis of the basin. Petroleum systems elements include Palaeozoic and Mesozoic source rocks, siliciclastic and carbonate reservoir rocks, and Mesozoic and Tertiary seals. Traps are in general controlled by diapiric movement of Hettangian clays and evaporites during the Late Jurassic, Late Cretaceous and Late Miocene. Organic matter maturation, mainly due to Late Jurassic rift-related subsidence and burial, is described together with hydrocarbon migration and trapping. Three main petroleum systems may be defined, sourced respectively by Palaeozoic shales, Early Jurassic marly shales and Late Jurassic marls. These elements and systems can tentatively be extrapolated offshore into the deep-water Peniche Basin, where no exploration wells have so far been drilled. There are both similarities and differences between the Lusitanian and Peniche Basins, the differences being mainly related to the more distal position of the Peniche Basin and the later onset of the main rift phase which was accompanied by Early Cretaceous subsidence and burial. The main exploration risks are related to overburden and maturation timing versus trap formation associated both with diapiric movement of Hettangian salt and Cenozoic inversion. ON-LINE FULL VERSION http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1111/jpg.12648/epdf
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A detailed study carried out on 37 well preserved benthic foraminiferal assemblages sampled throughout the upper Toarcian-middle Aalenian in two well calibrated sections representing different facies within the Lusitanian Basin (Portugal) - the Maria Pares and the Zambujal de Alcaria sections - allows interpreting the past environmental conditions. Several mathematical indexes related to diversity, which enable establishing the particular conditions to which the assemblages were submitted, were applied. All the studied assemblages are characteristic of the Jurassic carbonate platforms of the Boreal Realm, in which the genus Lenticulina usually dominates. The suborder Lagenina is the most abundant, but taking the second more abundant suborder into account, the comparison between coeval sections in the Lusitanian Basin allows the recognition of a regional gradient ranging from the distal part of the platform (Murtinheira) towards the transitional and proximal parts of the shelf (sections of Maria Pares and Zambujal de Alcaria respectively). The relative abundance values, as well as the obtained data from the diversity indexes indicate that the studied assemblages are relatively abundant and diverse, reflecting general appropriate paleoenvironmental conditions for their development. The detailed analysis of the data allows the identification in both sections of three different episodes, traducing particular environmental conditions: unstable (Mactra Subzone-lower part of the Opalinum Subzone), favorable and stable (lower part of the Opalinum Subzone-upper part of the Comptum Subzone), and unfavorable (upper part of the Comptum Subzone-lower Bradfordensis Subzone). These data are consistent with previous results obtained in the sections of Murtinheira and São Gião, located in the Northern Lusitanian Basin and corresponding to the distal and transitional parts of the platform respectively, and they aimed at contributing to a better understanding of the paleoecological conditions prevailing within the Lusitanian Basin during the Early-Middle Jurassic times.