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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)

Authors:
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Editores
R. Pena dos Reis & N. Pimentel
Roteiro
Coimbra
2010
IV Curso de Campo
na Bacia Lusitânica (Portugal)
2
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Impressão: Impressões e Soluções, Laboratório de imagem, LDA.
Design Gráfico: Rui Pena dos Reis
Coimbra, Setembro 2010,
Tiragem: 100 ex.
ISBN: 978-989-20-0423-5
4ª Edição
Copyright © 2008 Rui Pena dos Reis & Nuno Pimentel
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
NOTA INTRODUTÓRIA
A parceria estreita e frutuosa construída entre pessoas da Universidade de Coimbra
e Lisboa e Sergipe, em articulação com a Petrobras, deu origem ao Curso de Campo
na Bacia Lusitânica . Esta parceria e a subsequente cooperação com a Petrobrás, tem
uma história já longa e expressão em muitos aspectos tanto ao nível académico como
empresarial, que têm sido referidos e sublinhados em muitas ocasiões.
Como resultado, foi planeada a realização de três edições do Curso de Campo, ao
longo do período 2006-2008.
Após revisão e adequação a novas perspectivas e prioridades, surge agora a reali-
zação desta quarta edição do Curso de Campo na Bacia Lusitânica que testemunha já
uma maturidade tanto ao nível conceptual como organizativo. Com efeito ao longo das
anteriores edições, e após reuniões e avaliação entretanto realizadas, foi possível
identificar aspectos positivos a merecerem mais atenção e aspectos negativos a modi-
ficar ou mesmo eliminar. Salientam-se dois ajustamentos principais:
1 - Orientação temática do curso que, nesta edição, põe ênfase nos diferentes sis-
temas petrolíferos em funcionamento na Bacia Lusitânica;
2-Leve encurtamento da estrutura do itinerário de forma a melhorar a eficácia da
percepção do conjunto da Bacia Lusitânica, bem como dos pontos essenciais da sua
organização.
Os participantes da Petrobras que em cursos anteriores em número já muito signi-
ficativo, se juntaram a nós nas entusiásticas visitas e discussões no campo deram
uma contribuição da maior importância para a construção de um olhar diferente, com
base em perspectivas exploratórias avançadas. Desta troca resultou quase sempre a
excitante aplicação dum contraditório, que alicerça todo o processo de avanço do
conhecimento.
O IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica, cujo Roteiro é apresentado nas páginas
seguintes, constitui tal como os anteriores, uma contribuição relevante para o desen-
volvimento das relações entre as comunidades geológicas portuguesa e brasileira,
através, neste caso, das Universidades de Coimbra, Lisboa e Sergipe, com o apoio
fundamental da Petrobras. É, portanto, com a maior satisfação e agrado que recebe-
mos em Portugal o grupo para o IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica. Acreditamos
que a troca de ideias e experiências será profícua para todos, e esperamos que o Cur-
so possa servir para o aperfeiçoamento do conhecimento desta bacia, com excelentes
condições de exposição, neste país europeu e atlântico onde se fala o português, e
cuja cultura tantos traços comuns tem com o Brasil.
Coimbra, Outubro de 2010
Rui Pena dos Reis (Universidade de Coimbra)
Nuno Pimentel (Centro de Geologia da Universidade de Lisboa)
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
O conceito do Curso de Campo e as paragens a observar
Em termos conceituais, serão consideradas as seguintes etapas, a ilustrar no cam-
po ao longo do Curso:
i) Etapa I.1 - Rift Intra-continental (Triásico Sup. Jurássico Inf.)
ii) Etapa I.2 - Rift Marinho Tethyano (Jurássico Inferior a Médio)
iii) Etapa II Rift Marinho Atlântico (Jurássico Superior)
iv) Etapa III Break-up e Drift Atlântico (Cretácico Inferior)
v) Etapa IV - Inversão Alpina (Cretácico Superior)
No quadro abaixo, apresenta-se a estrutura geral do Curso de Campo, esquemati-
zada de acordo com as principais etapas definidas na evolução da Bacia Lusitânica e
com os respectivos locais de observação e análise.
Locais / Eta-
pas
I.1 I.2 II.1 III IV
Coimbra X
C.Mondego X X
Pedrogão X
S. P. Muel X
Paredes
Vitória
X X
Nazaré X X
S.M.Porto X
Peniche X
Santa Cruz X X
T. Vedras
Cascais X
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
I. CONTEXTO GEODINÂMICO REGIONAL
A Bacia Lusitânica situa-se na Margem Ibérica do Atlântico Norte, cuja abertura se
iniciou no Cretácico Inferior. No entanto, a origem desta bacia cujos sedimentos basais
datam do Triásico Superior, radica num quadro geodinâmico bem mais antigo, iniciado
com as colisões continentais paleozóicas, continuado com a abertura e fecho do Tethys
ocidental e terminado com a abertura do Atlântico Norte.
A Bacia Lusitânica constitui uma das múltiplas bacias marginais do Atlântico Norte,
situada no on-shore e no off-shore raso português, tendo a Bacia de Peniche mais a
oeste (no off-shore profundo), enquanto na margem conjugada norte-americana se
situam no off-shore canadiano as Bacias dos Grand Banks (Jeanne D’Arc e Flemish)
(vd. Pimentel et al., 2007). Todas estas bacias conjugadas foram geradas na sequência
da fracturação da Pangeia no Triásico. A sua evolução mesozóica foi por isso fortemen-
te condicionada pela herança estrutural e litológica do embasamento paleozóico.
No território português, o embasamento da Bacia Lusitânica é constituído por rochas
paleozóicas do Maciço Ibérico, incluindo terrenos da Zona Centro-Ibérica (ZCI), Zona de
Ossa-Morena (ZOM) e Zona Sul-Portuguesa (ZSP) (Lotze, 1945; Julivert et al., 1974) .
O contacto entre a ZCI e a ZOM, orientado NNW-SSE, corresponde a um acidente crus-
tal com pendor para ocidente, coincidindo em parte com aquele que viria a ser o bordo
oriental da própria Bacia Lusitânica, entre Coimbra e Tomar. Em termos orogénicos,
toda esta área do SW Ibérico foi englobada no Arco Colisional Ibero-Armoricano e defor-
mada em regime dúctil pela orogenia varisca, desde o Devónico médio até ao Carboní-
fero, com eixos orientados NNW (1ª fase) a NW (2ª fase) (Matte & Ribeiro, 1975; Ribei-
ro, 1990; Pinheiro et al., 1996). No Permiano, em regime frágil, a compressão tardi-
varisca, induziu no bloco ibérico a movimentação de acidentes conjugados, NNE-SSW
esquerdos (predominantes) e NNW-SSE direitos (Ribeiro, 1990). Estes acidentes do
embasamento viriam a ser sucessivamente reactivados ao longo do Mesozóico, consti-
tuindo as direcções principais de movimentação e controlo da evolução tectono-
sedimentar da Bacia Lusitânica.
Em Portugal, o final do Permiano e início do Triásico não apresentam registo geológi-
co. A partir do Triásico Superior, múltiplos grabens foram gerados entre as placas ameri-
cana, africana e euro-asiática, promovendo a ruptura generalizada da Pangeia e o gra-
dual desenvolvimento dos novos oceanos mesozóicos: o Tethys Alpino a ocidente do
Paleotethys e o Atlântico Central e Norte a oriente da placa americana. No Jurássico
Inferior, a abertura do Tethys Alpino promoveu subsidência acentuada na região ibérica
e abriu espaço à penetração do mar tethyeano para ocidente, com a invasão marinha de
toda a bordadura ibérica e a sua ligação ao Atlântico Central no NW africano. Ao longo
do Jurássico, a expansão do Atlântico Central entre as placas Americana e Africana,
provocou a deriva desta leste, originando no início do Jurássico Superior o alinhamento
do rifte Atlântico Central com a margem ibérica ocidental e promovendo a reorganização
das generalidade das bacias peri-atlânticas. A partir do Cretáceo Inferior, deu-se início à
oceanização do Atlântico Norte, a qual progrediu da Ibéria em direcção à Gronelândia,
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 percor-
reu um longo trajecto associado à deriva continental, desde uma latitude próxima de 12º
N no Triásico Superior (Turell & Pares, 1996) até uma latitude próxima de 30º no Cretá-
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
cico Superior (Ziegler, 1988), com a consequente passagem por diferentes faixas climá-
ticas. Este facto, aliado às próprias mudanças globais mesozóicas, teve como conse-
quência a existência de condições climáticas variáveis ao longo daquele tempo geológi-
co, conferindo características próprias aos sedimentos depositados em cada intervalo.
A posição da Bacia Lusitânica neste intrincado contexto paleogeográfico, originou
uma evolução fortemente condicionada pelos distintos controlos geodinâmicos que se
foram sucedendo ao longo do tempo, desde o início da sua configuração no Triásico
Superior, passando por influências tethyanas e atlânticas ao longo do Jurássico e Cretá-
cico, até à inversão da bacia em regime compressivo a partir do Cretácico Superior
(Pena dos Reis & Pimentel, 2008). O modelo evolutivo proposto procura portanto evitar
uma abordagem linear da bacia, num simples contexto de ―bacia de margem passiva‖,
reflectindo antes a sua complexidade geodinâmica e integrando as sucessivas etapas
no contexto regional acima referido.
Bibliografia
Driscoll, N. W., Hogg, J. R., Christie-Blick, N., Karner, G. D. (1995). Extensional tectonics
in the Jeanne d’Arc Basin, offshore Newfoundland: implications for the timing of break-up be-
tween Grand Banks and Iberia. In: Scrutton, R. A., Stoker, M. S., Shimmield G. B. &Tudhope, A.
W. (Eds.), The tectonics, sedimentation and palaeoceanography of the North Atlantic region.
Geol. Soc. London Sp. Publ. 90, 1-28.
Julivert, M., Fontboté, J. M., Ribeiro, A., Conde, L. (1974). Mapa tectónico de la Península
Ibérica y Baleares. Escala 1:1. 000. 000. Memoria explicativa: 113 p. Instituto Geológico y Mine-
ro de España.
Lotze, F. (1945). Einige Probleme der Iberischen Meseta. Geotektonische Forschungen,
6: 1-12 (trad. esp. J. M. Ríos 1950. Algunos problemas de la Meseta Ibérica. Publicaciones Ex-
tranjeras sobre Geología de España, V: 41-58).
Matte, P. & Ribeiro, A: (1975). Forme et orientation de l’ellipsoide de déformation dans la
virgation hercyneenne de Galicia: relation avec le plissemet et hypothèses sur la génese de l’Arc
Ibéro-Armoricain. Comptes Rend. Acad Sci. Paris, v.280, p.2825-2828.
Pena dos Reis, R. & Pimentel, N. L. (2008). The Lusitanian basin (Portugal) Lithostrati-
graphic and geodynamic correlation with other Portuguese and Moroccan basins. In David
Brown (Ed.) “Sharing Ideas, Embracing Opportunities”, Abstracts CACM Confer.,CNSOPB, Can-
ada, p.64
Pimentel, N.; Pena dos Reis, R. & Garcia, A. (2007). The Lusitanian Basin (Portugal) and
its north-american counterparts. Abstracts 1st MAPG Conference, Marrakesh, p. 59.
Pinheiro, L. M., Wilson, R. C. L., Pena dos Reis, R., Whitmarsh, R. B. & Ribeiro, A.
(1996). The western Iberia Margin: A Geophysical and geological overview. In: Whitmarsh, R.
B., Sawier, D. S., Klaus, A. & Masson, D. G. (eds.): Proc. ODP, Sci. Results, vol. 149, pp. 3-23.
Rey, J., Dinis, J.L., Callapez, P., Cunha, P.P., (2006). Da rotura continental à margem
passiva. Composição e evolução do Cretácico de Portugal. Cadernos de Geologia de Portugal.
INETI, Lisbon, 75 pp. (in Portuguese, English abstract).
Ribeiro, A. (1990). Geodynamic evolution of the Iberian Massif. In Dallmeyer 6 Martinez
Garcia (Eds.), Pre-Mesozoic Geology of the Iberian Peninsula. Springer-Verlag, pp. 399-409
Turell, J. D & Pares, J. M (1996). El Triasico de la Peninsula Ibérica, nuevos datos paleo-
magnéticos. Cuad. Geol. Iberica, Univ. Compl. Madrid 20, 367-384
Ziegler, P. A (1988). Evolution of the Arctic-North Atlantic and the western Tethys. AAPG
Mem 43, 198 pp.
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
II. ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA
A Bacia Lusitânica contém um preenchimento sedimentar com espessuras muito
variáveis e superiores a 5 km nas suas áreas depocêntricas, apresentando um registo
que vai desde o Triásico Superior até ao Cretácico Superior, com taxas muito variáveis
e mais de 3 km de sedimentos acumulados localmente no Jurássico Superior. Esta
situação dificulta sobremaneira a representação gráfica da análise estratigráfica, tendo-
se procurado representar o essencial da organização dos corpos sedimentares com
base na sua faciologia e nas suas articulações, ao longo de um transecto aproximada-
mente NNE-SSW, correspondente ao sentido proximal-distal da bacia a partir do Jurás-
sico Superior.
a) Triásico Superior a Jurássico Médio
Etapa I.1 Sequências A e B
Os depósitos basais de enchimento da Bacia Lusitânica constituem os designados
―Grês de Silves‖, do Triásico Superior (Palain, 1976; Soares et al., 1985). São depósitos
siliciclásticos de leque aluvial mediano a distal, com uma espessura total próxima de
400 metros, definindo duas sequências correspondentes ao início da configuração da
bacia no Carniano (Fm Conraria) e sua re-activação no Noriano (Fm Castelo Viegas). A
segunda sequência passa lateralmente a depósitos de sabkha e lagunares, com níveis
evaporíticos e dolomíticos intercalados em argilas vermelhas. Os Grês de Silves corres-
pondem portanto ao desenvolvimento de leques aluviais em ambiente sub-árido, pas-
sando distalmente a ambientes evaporíticos, predominantemente intra-continentais.
Estudos de proveniência e de paleocorrentes no bordo oriental da bacia, indicam
aporte terrígeno de leste (Palain, 1976), desconhecendo-se a eventual extensão de
aportes de oeste (por inexistência de afloramentos nesse bordo); a configuração e
influência do bordo ocidental da bacia são portanto especulativas. No seu conjunto,
estes depósitos apresentam espessuras muito variáveis, parecendo preencher múltiplas
sub-bacias cuja posição exacta é desconhecida (Uphoof, 2005). Estas sequências depo-
sicionais resultaram da distensão e fracturação crustal, com diferenciação em blocos
subsidentes, assimétricos e basculados para leste, reutilizando as estruturas tardi-
variscas com orientação predominante NNE-SSW (Uphoff, 2005).
Etapa I.2 Sequências C e D
No início do Jurássico, a sedimentação argilo-evaporítica generaliza-se na bacia, ori-
ginando espessos depósitos lutíticos com abundante gesso e halita (Fm Dagorda,
Hetangiano), enquanto nos bordos se depositavam arenitos finos e dolomitos lutitos
micáceos e dolomitos brechóides (Fm Pereiros, cerca de 100 metros de espessura). A
espessura destes depósitos é de difícil determinação, devido à sua plasticidade e ao
diapirismo actuante na bacia, mas em sísmica os pacotes atribuídos à Fm Dagorda
apresentam espessuras da ordem dos 500 metros (vd. Rasmussen et al., 1998). O
ambiente deposicional denota condições sub-áridas, evaporíticas e euxínicas, com
desenvolvimento de ambientes lagunares e peri-mareais, alimentados por acarreios
finos de leste (Palain, 1976).
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Para o topo, aumenta a abundância de intercalações dolomíticas, passando a sedi-
mentação predominantemente carbonática com espessura da ordem da centena de
metros (Fm Coimbra, Sinemuriano) (Soares et al., 1985). Para o topo, encontram-se
alguns níveis margosos com potencial gerador (Água de Madeiros) e localmente a sedi-
mentação é calcária. Estes depósitos contêm fósseis já francamente marinhos e regis-
tam a instalação expansiva de condições marinhas rasas, com a acumulação de abun-
dantes dolomites e calcários, de fácies maciças e por vezes cavernosas e de colapso
sin-sedimentar, A análise faciológica desta unidade indica uma paleogeografia de plata-
forma pouco inclinada, com paleobatimetrias crescentes para NW, configurando uma
abertura para N, em ligação com os mares tetianos boreais.
No seu conjunto esta etapa traduz a atenuação da subsidência tectónica triásica,
com o desenvolvimento de ambientes peri-mareais e, posteriormente, a colmatação e
expansão/coalescência das sub-bacias fini-triásicas, resultante do afogamento generali-
zado e instalação de uma plataforma epicontinental rasa, com sedimentação dolomítica
e as primeiras amonites (Mouterde et al., 1979). O final da etapa é marcado por uma
descontinuidade à escala da bacia, 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 (Fm
Vale das Fontes, Pliensbaquiano). Estas condições de mar profundo mantiveram-se na
generalidade da bacia durante todo o Jurássico Inferior, com espessa sedimentação
margo-calcária (cerca de 300 metros) (Grupo Brenha, Pliensbaquiano-Aaleniano)
(Duarte & Soares, 2002; Duarte, 2004). Localmente, na região de Peniche, estas alter-
nâncias monótonas são interrompidas e substituídas por fácies de leques submarinos,
com turbiditos siliciclásticos e calciclásticos, provenientes de ocidente (Fm Cabo Car-
voeiro, Toarciano) (Wright & Wilson, 1984).
Em termos paleogeográficos, mantém-se o padrão de afogamento das áreas mais
subsidentes em direcção a WNW, definindo-se mais claramente um sulco aberto para N,
com dois troços orientados NNE-SSW e NNE-SSW, e a respectiva diferenciação facioló-
gica. No entanto, em termos paleobiogeográficos, denota-se agora uma influência
mesogeana (de S), a par da influência boreal (de N).
Esta etapa marca um retomar da subsidência tectónica na bacia, com um forte e
generalizado basculamento para WNW, onde a sedimentação apresenta fácies mais
profundas e ricas em matéria orgânica (de origem continental, porém). A existência de
um bordo ocidental activo é testemunhada pelos leques submarinos com proveniência
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 mate-
riais argilo-evaporíticos da Fm Dagorda, contribuindo para o controlo da sedimentação
no Jurássico Médio.
Etapa I. 4- Sequências F e G
O início do Aaleniano corresponde a uma descontinuidade, com hiato deposicional de
cerca de 1 Ma (controlado por amonites), registando-se a partir de então diversos sinais
de instabilidade tectónica, com figuras erosivas, slumps e debris-flows submarinos
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
(Azerêdo, 1993). Ao longo do Jurássico médio, assiste-se a um progressivo raseamento
dos ambientes sedimentares: as fácies de rampa externa, com carácter margoso (Fm.
Ança e Fm Chão das Pias), existentes no Aaleniano na maior parte da bacia, dão lugar
a partir do Bajociano a espessas fácies carbonáticas de plataforma interna que se insta-
lam em toda a bacia (Grupo Candeeiros, cerca de 400 metros de espessura) (Azerêdo,
1988). A tendência de raseamento acentua-se para o topo, com desenvolvimento gene-
ralizado de barreiras recifais e oolíticas no Caloviano. Esta etapa fortemente regressiva
terminou com a passagem a ambientes transicionais ou mesmo evidências de exposi-
ção sub-aérea, em diversos locais da bacia (Azerêdo et al., 2003).
As distribuições faciológicas traduzem um claro raseamento no Jurássico Médio, rela-
cionado com o aumento do acarreio sedimentar e a diminuição do espaço de acomoda-
ção, resultando na progradação das fácies de rampa interna de E para W. Ao mesmo
tempo, o sulco que no Jurássico Inferior abria para N, sofreu inicialmente uma atenua-
ção e começou depois a configurar-se uma outra área mais profunda aberta para SW.
Esta etapa encerra com uma importante discordância de âmbito regional, a qual se
traduz num hiato deposicional de cerca de 3 Ma, desde o Caloviano Superior até Oxfor-
diano Médio (Rocha et al., 1996). Em direcção aos bordos da bacia, esta discordância
chega mesmo a ser erosiva (atingindo níveis do Batoniano) e de carácter angular (cerca
de 15º, segundo Ruget et al., 1988), o que aponta para um forte controlo tectónico, com
soerguimento, e não apenas um simples episódio eustático.
b) Jurássico Superior a Cretácico 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 (Fm Cabaços). A presença de carófitas, algas calcárias, anidrita
e brechas de colapso, a par de equinodermes, corais e amonites em alguns níveis
(Leinfelder & Wilson, 1989), aponta para condições ambientais lagunares a marinhas
rasas, com fortes variações de salinidade (Azerêdo et al., 2003). A distribuição faciológi-
ca evidencia uma paleogeografia que traduz o início desenvolvimento acentuado de um
sulco orientado NNE-SSW, bordejado por áreas emersas a ocidente e oriente. Por seu
lado as espessuras aumentam também para SW, com valores muito variáveis (desde 80
a 390 metros), reflectindo um forte controlo tectónico da subsidência e o início da confi-
guração de sub-bacias.
No Oxfordiano Superior a sedimentação torna-se gradualmente mais carbonática,
com bancadas regulares de calcários e finos níveis margosos (Fm Montejunto, cerca de
200 a 300 metros). As fácies passam a ser francamente marinhas e com fortes varia-
ções paleobatimétricas, desde calcários bioclásticos rasos a NE, até calcários margosos
pelágicos de rampa e talude mais a SW. A NW, NE e SE faz-se sentir a influência dos
bordos da bacias, com fácies lagunares e transicionais.
Na passagem para o Kimmeridgiano, a sedimentação passou a ser predominante-
mente terrígena, com a deposição de espessos corpos aluvio-deltaicos nos sectores
proximais a NW, NE e SE (Fm Boa Viagem e Alcobaça) e leques turbidíticos nos secto-
res distais a SW (Fm Abadia). Estudos de proveniência apontam para a existência de
acarreios laterais de blocos soerguidos a leste e a oeste, a par de uma drenagem axial
para SW. As variações de espessura são muito importantes, desde 400 até cerca de
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
1200 metros, 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 oolíti-
ca (Fm Amaral, cerca de 100 metros).
A sequência de depósitos desta etapa do Jurássico Superior, traduz claramente uma
reactivação da bacia sedimentar após o hiato do Caloviano, ao mesmo tempo que acen-
tua o eixo paleogeográfico NNE-SSW, incipiente no Jurássico Médio. As fácies iniciais
mais rasas, deram rapidamente lugar a fácies carbonáticas profundas, as quais antece-
deram o momento de máxima subsidência tectónica, com incisão dos bordos soerguidos
e progradação de espessos turbiditos para as áreas depocêntricas.
No bordo oriental existiu soerguimento, exposição e erosão da plataforma carbonáti-
ca do Jurássico médio, com desenvolvimento de olistostromas e turbiditos calciclásticos.
A existência, no início desta etapa, de cerca de 1 km de sedimentos jurássico sobre
os materiais argilo-evaporíticos da Fm Dagorda, a par da acumulação de outro tanto no
Jurássico Superior, deverá ter acentuado a pressão e plasticidade daqueles materiais.
Tal dinâmica terá promovido o seu movimento horizontal e ascensional (ao longo das
grandes fracturas regionais), controlando a subsidência diferencial na bacia e, possivel-
mente, até os próprios sistemas deposicionais jurássicos (Alves et al., 2003a, 2005; Car-
valho et al., 2005).
Etapa II.1b. Sequência J
No Tithoniano, desenvolveram-se na Bacia Lusitânica sistemas deposicionais fluviais
meandriformes e flúvio-deltaicos, com acumulação de corpos arenosos canalizados,
intercalados em lutitos vermelhos de inundação (Fm Lourinhã), com espessuras da
ordem de 400 metros (1100 m no Bombarral). A sedimentação traduz a progradação de
depósitos siliciclásticos, provenientes dos bordos oriental e ocidental da bacia, onde
aflorava embasamento, para o seu sulco central com drenagem regional axial para
SSW, passando aí a fácies costeiras arenosas (Fm Porto da Calada) e carbonáticas
(Fm Farta Pão) (Hill, 1988).
Esta progradação aluvial marca o resultado da atenuação da intensa subsidência tec-
tónica do Jurássico Superior, promovendo a colmatação e sedimentação predominante-
mente continental na bacia, a qual prosseguiria até ao Cretácico Inferior.
Etapa II.2 Sequência L
As fácies flúvio-deltaicas e transicionais do Berriasiano deram subitamente lugar a
depósitos fluviais areno-conglomeráticos, localmente ravinantes e discordantes (Fm.
Vale de Lobos, espessura de 50 metros) (Rey et al., 2006). Distalmente, estes depósitos
fluviais passam a arenitos finos e calcários rasos (Fm Serradão, cerca de 100 metros).
Este aporte de abundantes siliciclásticos grosseiros provenientes do embasamento, em
direcção ao depocentro marinho, traduz um soerguimento dos bordos da bacia e um
acentuar da diferenciação paleogeográfica da bacia. Ao longo do Valanginiano, desen-
volveram-se em condições transgressivas as fácies carbonáticas costeiras, com espes-
sos calcários recifais na região de Lisboa (Fm. Guincho). Tal como no Jurássico Supe-
rior, a bacia encontrava-se aberta e drenando para SSW.
Toda esta sedimentação flúvio-estuarina e marinha costeira restringiu-se aos secto-
res meridionais da bacia, não apresentando qualquer registo nos sectores a N do aci-
dente Lousã-Caldas da Raínha. Esta lacuna deposicional, a par da ruptura sedimentar e
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
forte acarreio siliciclástico, indica soerguimento e exposição do sector Norte da bacia,
com acumulação da subsidência no Sector Central e Sul.
Etapa II.3 Sequência M
Durante o Barremiano, o Sector Norte da bacia continua emerso e exposto, enquanto
nas áreas depocêntricas a Sul se verifica uma forte regressão traduzida em emersão e
carsificação da plataforma carbonática da Fm Guincho. Esta superfície encontra-se
coberta por depósitos estuarinos, nas áreas depocêntricas (Fm Regatão, 50 metros), e
fluviais na larga maioria das restantes áreas (Fm Almargem Inferior, 20 metros). Ao lon-
go do Aptiano a sedimentação carbonática generalizou-se nos sectores meridionais da
bacia, por vezes com construções recifais (Fm Crismina, 80 metros).
Esta etapa marca uma nova reactivação da bacia, com acarreio terrígeno em direc-
ção às áreas depocêntricas situadas a SSW, na região de Lisboa-Cascais, seguida de
uma transgressão marinha, ainda assim menos acentuada que a do Valanginiano.
c) Cretácico Inferior a Cretácico Superior
Etapa III.1 Sequência N
No Aptiano terminal, a anterior sedimentação fina e carbonática é abruptamente inter-
rompida por um forte aporte de siliciclásticos grosseiros por rios entrançados. Estes
depósitos estão presentes na generalidade da bacia, tanto no Sector Sul e Central (Fm
Rodízio, 20 metros), como no Sector Norte (Fm Figueira da Foz), frequentemente ravi-
nando as unidades subjacentes cretácicas e mesmo jurássicas (em especial no Sector
Norte). Os estudos de paleocorrentes e proveniência indicam acarreios de leste e de
oeste (Rey, 1972), o que significa que o bloco de embasamento da Berlenga também
terá sido soerguido e de novo 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. No Cenomaniano deu-se
a instalação progressiva, de S para N, de uma plataforma plataforma carbonática rasa,
com barreiras recifais de rudistas nos sectores Centro e Sul (Fm Costa de Arnes)
Esta etapa representa uma importante ruptura à escala bacinal, com soerguimento
do embasamento e de sectores invertidos da bacia, originando discordâncias erosivas e
forte aporte de siliciclásticos. A evolução posterior relaciona-se com o eustatismo positi-
vo global do Cenomaniano-Turoniano (Haq et al., 1988).
Etapa III.2 Sequência O
No Turoniano, a sedimentação carbonática e recifal mostra para o topo sinais eviden-
tes de raseamento, registando-se em múltiplos locais da bacia emersão e carsificação
generalizadas. Nos Sectores Sul e Central da bacia, a sedimentação cessou em definiti-
vo, registando-se um hiato deposicional até ao Paleogénico. A Bacia Lusitânica ficou
então restrita ao Sector Norte, no qual se observa uma importante discordância, por
vezes angular, entre os calcários recifais da Fm. Costa d’Arnes e os depósitos siliclásti-
cos sobrejacentes de idade Campaniano, traduzindo o aporte de grandes quantidades
de siliciclásticos provenientes das áreas soerguidas a leste (Grês Groseiros Superiores).
10
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Localmente, esta descontinuidade é acompanhada por magmatismo e por brechas peri-
diapíricas, marcando o momento da extrusão sub-aérea dos materiais argilo-
evaporíticos da Fm. Dagorda.
A situação descrita indica que a descontinuidade do Cretácico 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 deposicional na bacia, sendo soerguido
todo o Sector Sul e Central e gerando-se duas bacias continentais, a NW e a SE desse
relevo as futuras bacias terciárias do Mondego e do Tejo. A Sul da Falha da Lousã
deu-se soerguimento e erosão generalizada, com magmatismo extrusivo intenso,
enquanto para NW configura-se uma nova bacia, com preenchimento aluvial condiciona-
do pelas estruturas diapíricas extruídas.
Bibliografia
Alves, T. M., Manuppella, G., Gawthorpe, R. L., Hunt, D. W. e Monteiro, J. H. (2003). The
depositional evolution of diapir and fault-bounded Rift basins: examples from the Lusitanian Ba-
sin of West Iberia. Sedimentary Geology 162, 273-303.
Azerêdo, A. C. (1993). Jurássico Médio do Maciço Calcário Estremanho (Bacia Lusitânica):
análise de fácies, micropaleontologia, paleogeografia. Tese de Doutoramento (não publicada).
Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, 366p.
Azerêdo, A. C., Duarte, L. V., Henriques, M. H. & Manuppella, G. (2003). Da dinâmica conti-
nental no Triásico aos mares do Jurássico Inferior e Médio. Cadernos de Geologia de Portugal,
Instituto Geológico e Mineiro, Lisboa, 43p.
Azeredo, A.C. (1988a). Preliminary note on peritidal fácies of the Bathonian from Serra de S.
Bento (Maciço Calcário Estremenho). Proceed. 2nd Int. Symposium on Jurassic Stratigraphy,
Lisboa, pp. 899-916
Azeredo, A.C. (1988b). Calcareous debris-flows as evidence for a distally steepened carbon-
ate ramp in West-Central Portugal. Comum. Serv. Geol. Portugal 74, pp. 57-67
Duarte, L. V. & Soares, A. F. (2002). Litostratigrafia das séries margo-calcárias do Jurássico
inferior da Bacia Lusitânica (Portugal). Comunicações do Instituto Geológico e Mineiro, Lisboa,
89, pp. 135-154.
Duarte, L. V. (2004). Stratigraphic setting, facies variation and sequence stratigraphy of the
lower Jurassic carbonate series. In: Duarte, L. V. & Henriques, M. H. (Eds). Carboniferous and
Jurassic Carbonate Platforms of Iberia. 23rd IAS MEETING OF SEDIMENTOLOGY, Field Trip
Guide Book, Coimbra, I, pp. 48-51.
Haq, B. U.; Hardenbol, J. & Vail, P. R. (1988). Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy
and eustatic cycles. In Wilgus, c; Hastings, b.s.; Kendall, g. St. C.; Posamentier, h.w.; Ross, c.a.
& Vanwagoner, j.c. (Eds.). Sea Level Changes, na Integrated Approach. SEPM Special Publica-
tion, Vol. 42, pp. 71-108.
Hill, G. (1988). The sedimentology and lithostratigraphy of the Upper Jurassic Lourinhã For-
mation, Lusitanian Basin, Portugal. PhD Thesis (unpub.). Open University, 292p.
Mouterde, R., Rocha, R. B., Ruget, C. & Tintant, H. (1979). Faciès, biostratigraphie et paléo-
géographie du Jurassique portugais. Ciências da Terra, Universidade Nova de Lisboa, 5, pp. 29-
52.
Palain, C. (1976). Une série détritique terrigène. Les ―Grés de Silves‖: Trias et Lias inférieur
du Portugal, Memórias, Serviços Geológicos de Portugal, Lisboa, 25 (nova série), 377p.
11
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Pena dos Reis, R. & Pimentel, N.L. (2010). Sistemas Petrolíferos no onshore da Bacia Lusi-
tânica uma visão geológica integradora. In Ciências Geológicas: Ensino, Investigação e sua
História, Volume II, Geologia Aplicada; APG. Pp. 143-156.
Rasmussen, E. S., Lomholt, S., Anderson, C. & Vejbaek, O. R. (1998). Aspects of the struc-
tural evolution of the Lusitanian Basin in Portugal and shelf and slope area offshore Portugal.
Tectonophysics. Amsterdam, 300, pp. 199-225.
Rey, J., Dinis, J.L., Callapez, P. & Cunha, P.P. (2006). Da rotura continental à margem pas-
siva. Composição e evolução do Cretácico de Portugal. Cadernos de Geologia de Portugal,
Instituto Nacional de Engenharia, Tecnologia e Inovação, Lisboa, 75p.
Ruget, C. (1988). Particularités de la microfaune (Foraminifères) à la limite Carixien/
Domérien de quelques gisements de la région de Coimbra (Portugal). Ciências da Terra da Uni-
versidade Nova de Lisboa, 9, pp. 4154, fig. 13.
Soares, A. F., Marques, J. F. & Rocha, R. B. (1985). Contribuição para o conhecimento geo-
lógico de Coimbra. Memórias e Notícias, Publicações Museu Laboratório Geológico Universida-
de de Coimbra, 100, pp. 41-71.
Uphoff, T. L. (2005). Subsalt (pré-Jurassic) exploration Play in the northern Lusitanian basin
of Portugal. AAPG Bulletin. V.89 (6), pp. 699-714.
Wright, V. P. & Wilson, R. C. L. (1984). A carbonate submarine-fan sequence from the Ju-
rassic of Portugal. Journal of Sedimentary Petrology, 54 (2) pp. 394-412.
12
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Silúrico
Carbo-
níf. T sup J inf
J
med J sup C inf
C
sup
Ter
c ESTRATIGRAFIA
Conra-
ria
C.Viega
s
Dagor-
da
Coim-
bra
V.Fonte
s
L/SG/
PL
Can-
deeir. Cab/Mtj Abadia
Louri-
nhã T.Vedras Fig Foz Cacém Taveiro Formção/Grupo
GERADOR
MATURAÇÃO
MIGRAÇÃO
*I
RESERV. SILICI-
CLÁSTICO.
*S
RESERV. CAR-
BON.ÁTICO
SELOS
Quadro-síntese dos sistemas petrolíferos da Bacia Lusitânica on-shore. A título de exemplo, estão assinalados com *
dois seeps (exsudações), com indicação do gerador proveniência do óleo: I - Sistema Inferior (Vale das Fontes); S -
Sistema Superior (Cabaços).modificado de Uphoof, ; Pena dos Reis e Pimentel, 2010)
13
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
D
DIA
IA
1
1
14
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 1A TRIÁSICO SUPERIOR DE COIMBRA
Nuno Pimentel; npimentel@fc.ul.pt
Centro de Geologia da Universidade de Lisboa
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra
Localização:
Descida da EN 17 para o Rio Mondego, no cruzamento com a R. Ribeiro Sanches,
junto da Urbanização ―ZEN‖ (40º11’23‖N, 8º24’03‖W).
Objectivos:
Observar as fácies de leque aluvial mediano a distal do Triásico superior.
Enquadramento:
A primeira fase de rifting na Bacia Lusitânica, associada ao início do estiramento
crustal de fracturação da Pangeia no Hemisfério Norte, iniciou-se no Triásico superior
(Carniano), aproveitando fracturas e falhas antigas (com orientação predominante NNE-
SSW) do final da orogenia varisca. O início da sedimentação nestas mini-bacias intra-
continentais foi condicionado por um sistema de grabens e semi-grabens, criado pelo
movimento de blocos ao longo das falhas lístricas, o que provocou acusadas variações
laterais na espessura dos materiais. Os depósitos são dominados por sedimentos clásti-
cos aluviais, que interdigitam lateralmente com depósitos margosos e evaporíticos.
Os depósitos do Triásico superior da Bacia Lusitânica, predominantemente siliciclásti-
cos, estão organizados em três sequências maiores, bem evidentes na região de Coim-
bra (Palain, 1976; Soares et al., 1985; Rocha et al., 1990; Azerêdo et al., 2003; Pimen-
tel, 2005; Pena dos Reis & Pimentel, 2006).
A Megassequência A é constituída por depósitos muito grosseiros, de mantos torren-
ciais e rios efémeros, que gradualmente passam a depósitos finos silto-argilosos, com
paleossolos e pseudomorfoses de sal, traduzindo ambientes lacustres rasos e evaporíti-
cos. Esta sucessão, com duas centenas de metros, exprime a instalação crescente de
condições de alagamento, num conjunto retrogradante Formação de Conraria.
A Megassequência B é constituída por duas centenas de metros de depósitos areno-
sos, com intercalações grosseiras, traduzindo a instalação de canais entrançados numa
ampla planície aluvial - Formação de Castelo Viegas. O conjunto evolui superiormente
para fácies pelíticas e dolomíticas, evidenciando uma geometria expansiva tabular,
em onlap e com escassos materiais terrígenos.
A Megassequência C inicia-se por uma retoma do aporte detrítico pouco espesso, por
vezes arcósico, e que superiormente passa a lutitos com evaporitos, localmente abun-
dantes, e calcários dolomíticos. Esta sequência está datada do Hetangiano, corres-
pondendo à Formação de Pereiros.
15
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Observações:
Os afloramentos, genericamente orientados NE-SW e com subida na sequência
estratigráfica nesse sentido, expõem níveis deposicionais correspondentes aos Termos
A1, A2 e B1 de Palain (1976) (Fig. 1). Os níveis basais, são constituídos por areias gros-
seiras vermelhas, correspondendo ao topo do Termo A1. A passagem para os depósitos
do Termo A2 é marcada pela ocorrência de frequentes depósitos de alagamento, mais
finos e com cimentação carbonatada, apresentando colorações vermelho/verde/
cinzento, marmoreadas e laminadas; na parte central deste termo, encontram-se alguns
níveis claros e mais fortemente carbonatados, retomando depois o predomínio de peli-
tos marmoreados. As alternâncias destes níveis pelíticos, com níveis arenosos verme-
lhos, cada vez mais frequentes e mais espessos, marcam a transição para o Termo B1.
Os depósitos deste termo apresentam uma tendência granocrescente à escala decamé-
trica, com o aparecimento de níveis conglomeráticos gradualmente mais espessos e
grosseiros, culminando, no topo dos afloramentos mais a SW, num nível conglomerático
muito grosseiro e com a presença notória de clastos graníticos decimétricos.
Interpretação:
A posição actual deste afloramento no bordo oriental da Bacia Lusitânica, não signifi-
ca que o mesmo constitua o registo das fácies mais proximais da bacia. De facto, é
notório que, embora tratando-se de fácies por vezes grosseiras e pouco estruturadas,
estaremos em presença de fácies medianas a distais de leques aluviais, com algum
afastamento em relação aos relevos alimentadores. O mesmo será dizer que o bordo da
bacia no Triásico se encontrava alguns km mais para ocidente do que a cartografia e
morfologia actuais sugerem. A presença esporádica de sedimentos triásicos em posi-
ções mais interiores, corrobora esta consideração de ordem paleogeográfica. Conclui-se
daqui que esses acidentes não correspondem ao bordo tectónico da bacia no Triásico,
correspondendo sim a acidentes posteriores, possivelmente associados à inversão da
bacia já no Terciário.
A articulação sequencial observada neste corte traduz a existência inicial de um
ambiente aluvial, seguido de uma tendência de alagamento predominante desse
ambiente e, posteriormente, de um aumento dos períodos de emersão, com instalação
de uma rede aluvial não-canalizada e com energia crescente. Este padrão poderá ser
interpretado como uma resposta do sistema deposicional às movimentações tectónicas
locais, com a existência inicial de algum espaço de acomodação, seguida de uma ate-
nuação desse espaço e consequente colmatação por depósitos de inundação, e final-
mente um novo incremento progressivo desse espaço, com o consequente enchimento
aluvial cada vez mais grosseiro (Pimentel & Pena dos Reis, 2006).
16
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Fig. 1 - Painéis dos afloramentos do Triásico superior na cidade de Coimbra, evidenciando a sucessão dos termos A1, A2 e B1,
bem como a sua intensa deformação frágil (fotos e reconstituição de H. Machado & S.Silva).
17
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 1B HETANGIANO DE COIMBRA
Nuno Pimentel; npimentel@fc.ul.pt
Centro de Geologia da Universidade de Lisboa
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra
Localização:
Paragens junto ao
Hotel D Luís e ao
cruzamento dos
Carvalhais. Subida
da EN 1 (IC2) para
sul de Coimbra,
logo após a ponte
Ra i n h a Sa n t a
(40º18’N; 8º42’W).
Objectivos:
Observação as fácies de argilas e evaporitos da Formação Dagorda, de idade hetan-
giana, afectadas por alguma deformação plástica (Fig. 4). No cruzamento de Carvalhais,
podem observar-se os níveis ricos em matéria orgânica no tecto da Formação Dagorda,
pouco abaixo do contacto com a Formação Coimbra (Fig. 5).
IDADE FORMAÇÕES ESPES-
SURA
(média)
SINEMURIANO
COIMBRA
100 m
HETANGIANO PEREIROS
DAGORDA
C.VIEGAS
CONRARIA
70 m
???
RETIANO
NORIANO
CARNIANO
200 m
200 m
Fig. 2 Enquadramento estratigráfico da Formação Dagorda.
Fig. 3 Registo estratigráfico e variações de fácies na Formação Dagorda
(desenho de Pato, 2008).
18
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Enquadramento e observações:
As fácies em observação pertencem à formação Dagorda de idade Hetangiano e
Triásico superior? (Fig. 2). Esta unidade é constituída essencialmente por evaporitos
que para o tecto, passam progressivamente a espessas níveis argilosos com intercala-
ções dolomíticas. Os depósitos evaporíticos incluem halite e gesso que registam siste-
mas e lagunares rasos, e sabkas peri-mareais, não sendo conhecida os sais potássicos
(Fig. 3). O conjunto tem uma espessura variável mas que se pode estimar em várias
centens de metros, em alguns blocos definidos por alinhamentos estruturais.
Este conjunto evaporítico passa lateralmente para E e inferiormente para depósitos
vermelhos de sistemas aluviais e fluviais (Fig. 3).
Fig. 4- Painel fotográfico do afloramento do Hotel D. Luís. Notam-se as
figuras de deformação acentuadas pelos traços amarelos.
Fig. 5 - Afloramento do cruzamento de Carvalhais. Notam-se níveis
ricos em matéria orgânica nas camadas de passagem da Formação
Dagorda à Formação de Coimbra (dolomítica).
19
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Bibliografia:
Azerêdo, A. C., Duarte, L. V., Henriques, M. H. & Manuppella, G. (2003). Da dinâ-
mica continental no Triásico, aos mares do Jurássico inferior e médio. Cadernos Geoló-
gicos de Portugal, Instituto Geológico Mineiro, 43 pp., VII. Est.
Palain, C. (1976). Une série détritique terrigène. Les ―Grés de Silves‖: Trias et Lias
inférieur du Portugal., Memórias, Serviços Geológicos de Portugal, Lisboa, 25 (nova sé-
rie), 377 pp.
Pena dos Reis, R. & Pimentel, N. L. V. (2006). Rifteamento triásico e pós-rift na
Bacia Lusitânica (Portugal) um exemplo de rápida invasão marinha na abertura do
Atlântico Norte. Anais XLIII Congr. Bras. de Geologia, ST02-AO398, Soc. Bras. Geolo-
gia, Bahia-Sergipe, p.106.
Pimentel, N. L. V. (2005). Triásico: as primeiras paisagens da Bacia Lusitânica.
Resumos do Workshop “Bacia Lusitânica” (pp. 9-10). Lisboa: NEGFCUL.
Pimentel, N. L. & Pena dos Reis, R. (2006). Depósitos Triásicos de Coimbra
novas observações e interpretação tectono-sedimentar. Resumos. VII Congresso Nacio-
nal de Geologia, SGP, Universidade de Évora, I, 133-134.
Rocha, R. B., Marques, J. & Soares, A. F. (1990). Les unités lithostratigraphiques
du Bassin Lusitanien au Nord de l’accidente de Nazaré (Trias-Aalenien). Cahiers Univ.
Cath. Lyon, sér. Sci., 4, 121-126.
Soares, A. F., Marques, J. F. & Rocha, R. B. (1985). Contribuição para o conheci-
mento geológico de Coimbra. Memórias e Notícias, M. L. G. Universidade de Coimbra,
100, 41-71.
20
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 1C JURÁSSICO MÉDIO DO CABO MONDEGO
Bioeventos registados no GSSP do Bajociano (Cabo Mondego, Portugal)
Henriques1, M. H., Canales2, M. L., Neto1, K. & Antunes3, R. L.
1Departamento de Ciências da Terra e Centro de Geociências, Faculdade de Ciências e
Tecnologia, Universidade de Coimbra, Largo Marquês de Pombal, 3000-272 Coimbra,
Portugal; hhenriq@dct.uc.pt; keynesmenio@gmail.com
2Departamento y UEI de Paleontología, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad
Complutense de Madrid-CSIC, Ciudad Universitária, 28040 Madrid, España; mcana-
les@geo.ucm.es
3Petrobras Petróleo Brasileiro S.A., Av. República do Chile, 65, 14º andar, Sala 1401
Centro, CEP 20.031-912 Rio de Janeiro RJ Brasil; rlantunes@petrobras.com.br
Introdução
O perfil do cabo Mondego localiza-se na costa Atlântica europeia, na região centro de
Portugal, a cerca de 160 km a norte de Lisboa e a 40 km a oeste de Coimbra, próximo
da Figueira da Foz (40º11´, 8º54´; fig. 6). Este perfil de referência exibe uma espessa
série de alternâncias de margas e calcários acinzentados, com cerca de 500 m de
espessura.
Que correspondem à Formação Cabo Mondego (Toarciano superior-Caloviano; Aze-
rêdo et al., 2003). Este episódio de sedimentação bastante calma e monótona represen-
ta um sistema deposicional marinho típico de plataforma externa, onde abundam asso-
ciações de amononites ricas e diversificadas, que incluem normalmente espécies-índice
que definem unidades biostratigráficas. As associações de amonites (grafoceratídeos e
outros táxones; Fernández López et al., 1988a, b; Henriques, 1992, 1995; Henriques &
Mouterde, 2000; Henriques et al., 1994; Rocha et al., 1990), os nanofósseis calcários e
a inversão magnetostratigráfica fundamentaram o estabelecimento formal do GSSP do
Bajociano na camada AB11 (fig. 7) em 1996 (Pavia & Enay, 1997), o primeiro estratotipo
de andar definido para o Sistema Jurássico pela IUGS, de acordo com os requisitos da
ICS estabelecidos para a definição de estratotipos de andares (Cowie et al., 1986).
Dada a sua relevância estratigráfica, o perfil está classificado como Monumento Natural
desde Outubro de 2007 (ICN, 2008).
21
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Fig. 6 Mapa de localização da região do Cabo Mondego no contex-
to dos afloramentos do Jurássico da Bacia Lusitânica (mancha a
negro) e do GSSP do Bajociano no perfil do Cabo Mondego
(assinalado com uma seta).
Fig. 7 O perfil da passagem Aaleniano-Bajociano no Cabo Mondego, onde
o GSSP do Bajociano foi definido.
22
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Objectivos
O principal objectivo desta paragem é descrever os diferentes bioeventos reconheci-
dos ao longo da passagem Aaleniano-Bajociano (o GSSP do Bajociano). Neles incluem-
se variações faunísticas significativas nas associações de macrofósseis (amonóides),
microfósseis (foraminíferos bentónicos) e nanofósseis (nanoplâncton calcário), com
valor biostratigráfico, nomeadamente no contexto da calibragem de escalas zonais
baseadas em diferentes grupos fósseis.
Relevância estratigráfica para correlações à escala global
A continuidade no registo estratigráfico, bem como a riqueza do registo paleontológi-
co, nomeadamente no que respeita aos representantes de Ammonoidea, faz da suces-
são do Jurássico Médio do Cabo Mondego um perfil de referência incontornável no
âmbito de qualquer discussão acerca de limites estratigráficos de valor à escala global.
O GSSP foi definido na passagem Aaleniano-Bajociano do perfil (Pavia & Enay, 1997), o
limite Toarciano-Aaleniano é correlativo do Estratotipo de Andar do Aaleniano (GSSP do
Aaleniano, estabelecido em Fuentelsaz, Cordilheira Ibérica, Espanha; Cresta et al.,
2001; Henriques et al., 1996; Sandoval et al., 2001); na passagem Bajociano-Batoniano
Fig. 8 Amonóides da passagem Aaleniano-Bajociano (GSSP do Bajocia-
no) no perfil do Cabo Mondego: 1. Haplopleuroceras subspinatum
(BUCKMAN) (camada AB 9; Biozona Concavum; Subzona Limitatum;
Aaleniano); 2. Euaptetoceras sp. (camada AB 12; Biozona Discites; Bajo-
ciano); 3. Toxolioceras mundum (BUCKMAN) (camada AB 11; Biozona
Discites; Bajociano); 4. Braunsina aspera BUCKMAN (camada AB 12; Bio-
zona Discites; Bajociano); 5. Toxolioceras curvum (BUCKMAN) (camada
AB 12; Biozona Discites; Bajociano); 6. Toxolioceras incisum (BUCKMAN)
(camada AB 11; Biozona Discites; Bajociano); 7. Toxolioceras incisum
(BUCKMAN) (camada AB 12; Biozona Discites; Bajociano). Escala=1 cm.
23
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
foi definido o Estratotipo Auxiliar (AS) para o Andar Batoniano (cujo GSSP foi definido
em Digne, SE de França; Fernández López et al., 2009).
Relativamente ao GSSP do Bajociano, o ―golden spyke‖ foi definido em litofácies
hemipelágicas, representadas por alternâncias de calcários margosos e margas com
estratificação gradual (Watkinson, 1986), que incluem associações de amonóides ricas
e diversificadas.
O GSSP foi definido na base da camada AB11 (fig. 7), através da primeira ocorrência
de uma associação de amonites incluindo Hyperlioceras mundum (BUCKMAN) e espé-
cies relacionadas (H. furcatum (BUCKMAN) Braunsina aspera BUCKMAN, B. elegantula
(BUCKMAN); fig. 8). Foram reconhecidos alguns nano-horizontes na passagem Aalenia-
no-Bajociano, baseados na primeira ocorrência de distintas espécies de Watznaueria.
Na mesma posição estratigráfica, os dados paleomagnéticos revelaram uma inversão
de polaridade, de inversa para normal (Henriques et al., 1994; Pavia & Enay, 1997).
Trabalhos posteriores acerca de registo de nanofósseis (Perilli et al., 2002; Neto,
2010; fig. 9) e de outros grupos fósseis (foraminíferos bentónicos e braquiópodes; Cana-
les et al., 2000; Canales & Henriques, 2008, fig. 10; Andrade González, 2004) vieram
reforçar a importância deste perfil para correlações à escala global. Os principais bioe-
ventos reconhecidos ao longo da passagem Aaleniano-Bajociano, que traduzem varia-
ções faunísticas em associações de macrofósseis (amonóides), microfósseis
(foraminíferos) e nanofósseis (nanoplâncton calcário) estão representados na figura 11.
Fig. 9 Nanofósseis calcários da passagem Aaleniano-Bajociano (GSSP do Bajocia-
no) no perfil do Cabo Mondego: 1. Watznaueria ovata (Bukry) (camada AB44; Biozo-
na Laeviuscula; Bajociano); 2. Watznaueria fossacincta (Stradner) (camada AB7;
Biozona Concavum; Subzona Limitatum; Bajociano); 3. Watznaueria britannica
(Stradner) (camada AB12; Biozona Discites; Bajociano); 4. Lotharingius contractus
(Bown & Cooper) (camada AB14; Biozona Discites; Bajociano); 5. Watznaueria mani-
vitae (Bukry) (camada AB23; Biozona Discites; Bajociano). Escala=5 μm.
24
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Tais bioeventos, temporalmente referidos a um perfil que permite correlações à
escala global, assumem um interesse maior na calibragem de escalas biostratigráficas
baseadas em distintos grupos fósseis, em particular na interpretação de sondagens de
bacias sedimentares de idade jurássica com potencial em hidrocarbonetos, de que a
Bacia Lusitânica constitui exemplo.
Fig. 10 Foraminiferos bentónicos da passagem Aaleniano-Bajociano
(GSSP do Bajociano) no perfil do Cabo Mondego: 1. Lenticulina
quenstedti (Gümbel) (M-291.1327; Biozona Concavum, Subzona
Limitatum; Aaleniano); 2. Astacolus dorbignyi (Roemer) (M-273.1330;
Biozona Concavum, Subzona Concavum Aaleniano); 3. Spirillina orbi-
cula Terquem & Berthelin (M-291.1352; Biozona Concavum, Subzona
Limitatum; Aaleniano). 4. Ammobaculites fontinensis (Terquem) (AB-
23.2.84; Biozona Discites; Bajociano); 5. Nodosaria pseudoregularis
Canales (AB-29.18.100; Biozona Discites: Bajociano); 6. Nodosaria
plicatilis (Wisniowski) (AB-29.17.144; Biozona Discites; Bajociano).
Escala=100 μm.
25
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Agradecimentos
O presente trabalho é um contributo para o Projecto CGL2008-03112 do Ministerio de Ciencia y
Inovación (Espanha) e o trabalho de laboratório foi realizado com o apoio do Consórcio Petrobras
-Galp-Partex.
Fig.11 Bioeventos reconhecidos ao longo da passagem Aaleniano-Bajociano do Cabo
Mondego (GSSP do Bajociano).
26
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Bibliografia
Andrade, J. B. (2006) ―Los braquiópodos del tránsito Jurásico Inferior-Jurásico Medio de
la Cuenca Lusitánica (Portugal)‖. Coloquios de Paleontología, Madrid, 56, 5-194.
Azerêdo, A. C., Duarte, L. V., Henriques, M. H. & Manuppella, G. (2003) ―Da dinâmica
continental no Triásico aos mares no Jurássico Inferior e Médio‖. Cadernos Geológicos de Portu-
gal, Instituto Geológico e Mineiro, Lisboa, 43 p.
Canales, M. L. & Henriques, M. H. (2008) ―Foraminifera from the Aalenian and the Bajo-
cian GSSP (Middle Jurassic) of Murtinheira section (Cabo Mondego, West Portugal): Biostrati-
graphy and paleoenvironmental implications‖, Marine Micropaleontology, 67(1-2): 155-179.
Canales, M. L., Henriques, M. H. & Ureta, S. (2000) ―Análisis de las asociaciones de fora-
miníferos del Aaleniense en los márgenes oriental y noroccidental de la Placa Ibérica: implicacio-
nes biogeográficas y bioestratigráficas‖. Actas do I Congreso Ibérico de Paleontología/XVI Jorna-
das de la Sociedad Española de Paleontología, Évora: 8-9.
Cowie, J. W., Ziegler, W., Boucot, A. J., Bassett, M. G. & Remane, J. (1986) ―Guidelines
and Statutes of the International Commission on Stratigraphy (ICS)‖. Forsch.-Inst. Senckenberg,
83: 1-14.
Cresta, S., Goy, A., Ureta, S., Arias, C., Barrón, E., Bernad, J., Canales, M. L., García-
Joral, F., García-Romero, E., Gialanella, P.R.; Gómez, J.J.; González, J.A.; Herrero, C.; Martínez,
G.; Osete, M. L., Perilli, N., Villalaín, J. J. (2001) ―Definition of the Global Boundary Stratotype
Section and Point (GSSP) of the Aalenian (Middle Jurassic) and the Toarcian-Aalenian Bound-
ary‖. Episodes, 24(3): 166-175.
Fernández-Lopez, S., Henriques, M. H. P., Mouterde, R., Rocha, R. & Sadki, D. (1988b) "Le
Bajocien inférieur du Cap Mondego (Portugal). Essai de biozonation". 2nd International Sympo-
sium on Jurassic Stratigraphy, Lisboa, 1: 301-313.
Fernández-Lopez, S., Mouterde, R. & Rocha, R. (1988a) "Les Zurcheria s.l. (Ammonitina,
Erycitidae) du Bajocien inférieur du Cap Mondego (Portugal)". 2nd International Symposium on
Jurassic Stratigraphy, Lisboa, 1: 283-300.
Fernández López, S., Pavia, G., Erba, E., Guiomar, M., Henriques, M. H., Lanza, R., Man-
gold, C., Olivero, D. & Tiraboschi, D. (2009) ―Formal proposal for the Bathonian GSSP (Middle
Jurassic) in the Ravin du Bès (Bas-Auran, SE France)‖. Episodes, 32(4): 222-248.
Henriques, M. H. (1992) ―Biostratigrafia e Paleontología (Ammonoidea) do Aaleniano em
Portugal (Sector Setentrional da Bacia Lusitaniana)‖. PhD Thesis, University of Coimbra, 301p.
Henriques, M. H. (1995) ―Les faunes d’ammonites de l’Aalenien portugais: composition et
implications paleobiogéographiques". Geobios, M.S., 18: 229-235.
Henriques, M. H. & Mouterde, R. (2000) "Importance des Graphoceratidés dans les asso-
ciations enrégistrées au G.S.S.P. du Bajocien (Cabo Mondego, Portugal)", "Les événements du
passage Lias-Dogger", Séance spécialisée de la Societé Géologique de France, du Comité Fran-
çais de Stratigraphie e da Association des Géologues du Sud-Ouest, Toulouse (França), Strata,
série 1, 10: 23-27.
Henriques, M. H., Gardin, S., Gomes, C. R., Soares, A. F., Rocha, R. B., Marques, J. F.,
Lapa, M. R. & Montenegro, J. D. (1994) ―The Aalenian-Bajocian boundary at Cabo Mondego
(Portugal)”. Miscellanea, Serv. Geol. Naz., Roma, V: 63-77.
Henriques, M. H., Linares, A., Sandoval, J. & Ureta, M. S. (1996) "The Aalenian in the
Iberia (Betic, Lusitanian and Iberian Basins)". In A. C. Riccardi (ed.) "Advances in Jurassic Re-
search". GeoResearch Forum, Transtec Pub., Zurich, 1-2: 139-150.
ICNB (2008) ―Portal da Conservação da Natureza & Biodiversidade. Instituto da Conser-
vação da Natureza e da Bodiversidade‖. Online: http://portal.icnb.pt/ICNPortal/vPT2007/O+ICNB/
Áreas+Protegidas/Monumentos+Naturais/ (access: 13.07.2010).
Neto, K. S. (2010) ―Nanofósseis calcários da passagem Aaleniano-Bajociano do perfil do
Cabo Mondego Portugal (GSSP do Bajociano)‖, MCs Thesis, University of Coimbra, 96p.
27
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Pavia, G. & Enay, R. (1997) ―Definition of the Aalenian-Bajocian Stage Boundary‖. Epi-
sodes, 20: 16-22.
Perilli, N., Henriques, M. H. & Ureta, M. S. (2002) ―Aalenian calcareous nannofossil bio-
horizons of some sections, from Lusitanian Basin and Basque-Cantabrian Area‖. XVII Jorn. Soc.
Esp. Paleontología, Albarracin (Espanha), Publ. Semin. Paleont. Zaragoza, 5(1): 162-166.
Rocha, R., Henriques, M. H. P., Soares, A. F., Mouterde, R., Caloo, B., Ruget, C. & Fer-
nandez-Lopez, S. (1990) "The Cabo Mondego section as a possible Bajocian boundary stra-
totype". Mem. Descr. Carta Geol. d'It., Roma, XL: 49-60.
Sandoval, J., Henriques, M. H., Ureta, S., Goy, A. & Rivas, P. (2001) ―The Lias/Dogger
boundary in Iberia: Betic and Iberian cordilleras and Lusitanian basin‖. Bull. Soc. Géol. France,
172(4): 387-395.
Watkinson, M. P. (1989) "Triassic to Middle Jurassic sequences from the Lusitanian Ba-
sin Portugal, and their equivalents in other North Atlantic margin basins". PhD Thesis, The Open
University, Milton Keynes, 390 p.
28
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 1D - FÁCIES DO SIN-RIFTE 2: JURÁSSICO SUPERIOR
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra
Enquadramento Geológico:
Jurássico superior do Cabo Mondego - Do Oxfordiano médio ao Aptiano inferior deu-
se a segunda fase de rifting na Bacia Lusitânica, que se orientava SSW-NNE (Wilson et
al., 1990), tendo o rejogo das fracturas variscas introduzido importante afluxo de mate-
riais terrígenos (Rey, 1972).
Durante o Oxfordiano Superior, a actividade distensiva intensificou-se significativa-
mente, marcando o início do intervalo de clímax da referida segunda fase de rifting.
(Pena dos Reis et al., 1999).
No início do Kimmeridgiano produziram-se as condições de máxima subsidência
(Pena dos Reis et al., 1997). A bacia foi então invadida por sedimentos terrígenos pro-
Fig. 12 - A) Aspecto das fácies lagunares e marinhas rasas do início do rifte do
Jurássico superior; B) Aspecto da descontinuidade que representa o limite
inferior do rifte do Jurássico superior; C) Vista aérea do intervalo sin-rifte do
Jurássico superior. A principal rotura situa-se na passagem do Oxfordiano
superior ao Kimeridgiano inferior, que corresponde aproximadamente ao limite
entre a plataforma rasa e a série progradante fluvio-deltaica na figura 12C.
29
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
gradantes. Neste afloramento costeiro, onde se observa uma espessa (largas centenas
de metros) secção estratigráfica do Jurássico superior, que assenta em discordância
sobre os sedimentos margo-calcários do Jurássico médio (Fm. do Cabo Mondego), a
sucessão sin-rifte do 2º rifting está muito bem representada (Fig. 12). Uma obser-
vação de pormenor permite detalhar os depósitos associados ao seu clímax. O traço
essencial é a substituição da sedimentação carbonatada, representada pelas Cama-
das com "Pholadomya proteii", por uma de natureza siliciclástica (Fig. 13). Deveu-se
à progradação de um sistema aluvial procedente de E e NE.
Observações:
Fig. 13 - Estratigrafia e registo sedimentar esquemático do Jurássico superior do Cabo
Mondego. Interpretação dos eventos associados ao ―rifting‖ e respectivas sequências.
(Pena dos Reis & Corrochano, unpub.
30
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
No graben profundo no Cabo Mondego, a sucessão (Fig. 13), seguindo uma orienta-
ção de falhas NW-SE começa com 200m de sedimentos marginais com episódios
lacustres e marinho raso (Formação de Vale Verde).
Seguidamente, as camadas com ―Pholadomya proteii‖ representam nas áreas mar-
ginais da bacia, o equivalente à formação de Montejunto mais a Sul. Os depósitos
rasos integram de calcários biomicríticos com bivalves, depositados numa baía aberta.
Por fim, os Arenitos da Serra da Boa Viagem correspondem a ambientes sublitorais e
litorais com episódios de tempestades, e canais fluviais, implantados todos num siste-
ma de delta estuário.
Interpretação:
A fase precoce do clímax do rifting (Fig. 13; Sequence A) está representada por
materiais siliciclásticos que anunciam a grande mudança no acarreio que está prestes
a começar. O início da fase média do clímax do rifting (Fig. 13; Sequence B) é uma eta-
pa transgressiva representada por uma associação de fácies exclusivamente carbona-
tada formada por margas e biomicritos organizadas num conjunto de sequências gra-
nocrescentes e estratocrescentes com tendência de diminuição da profundidade, que
estão situadas sobre as sequências com siliciclásticos da fase anterior e que consti-
tuem o tecto das camadas com ―Pholadomya proteii‖. A fase tardia do clímax está ilus-
trada pela Sequence C da figura 13.
A preservação dos ciclos fluviais e costeiros, presentes nas zonas proximais e
médias, requer uma subsidência relativamente rápida, que os proteja do retrabalhamen-
to exercido pela actividade dos canais e pelos processos mareais e/ou de ondulação
operantes. Todo o conjunto acima da ruptura marca bem a aceleração inicial da subsi-
dência tectónica, com posterior colmatação.
Bibliografia:
Pena dos Reis, R., Cunha, P. M. R. & Dinis, J. L. (1997). Hipersubsident depositional event
associated with a rifte climax in Late Jurassic of Lusitanian Basin (W Portugal). IV Congreso de
Jurásico de España. Alcañiz. 101-103.
Pena dos Reis, R., Cunha, P. M. R., Dinis, J. L. & Trincão, P. (1999). Geologic evolution of
Lusitanian Basin during Late Jurassic (Portugal). in Advances in Jurassic research 2000, ed. Hall
& Smith; GeoResearch Forum, Vol. 6 (2000) pp. 345-356, Trans Tech Pub, Zurich.
Rey, J. (1972). Recherches géologiques sur le Crétacé inférieur de l'Estremadura (Portugal).
Mem. Serv. Geol. Portugal, 21(N. S.), 477p., 162 fig., 22 pl.
Wilson, R. C., Hiscott, R. N., Willis, M. G. & Gradstein, F. M. (1990). The Lusitanian Basin of
West - Central Portugal; Mesozoic and Terciary tectonic, stratigraphic and subsidence history, A.
A. P. G. Memoir 41, pp. 341-361.
31
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Dia 2
32
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 2A - PRAIA DO PEDROGÃO
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt ;
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra, Portugal
Hugo Machado; hugodiasfm@gmail.com
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra - Portugal
Localização:
Praia do Pedrógão (39º 55' N; 8º 57' W).
Objectivos:
i) Observação duma sucessão do Jurássico superior, representando os primeiros
depósitos numa fase precoce do 2º episódio de rifting;
ii) Observação da descontinuidade regional entre o Jurássico médio e superior.
Introdução e Contexto Geológico:
O afloramento da Praia do Pedrogão situa-se 30 km a sul do Cabo Mondego e consti-
tui uma sucessão de depósitos de excelente exposição. A base da sucessão é do Jurás-
sico médio, a que se seguem sedimentos do Jurássico superior, constituindo registo da
fase inicial do 2º episódio de rifting.
A unidade basal, com depósitos de idade caloviana, pertence, dentro da arquitectura
estratigráfica da bacia, à sequência estratigráfica UBS1 (unconformity bounded sequen-
ce) (Wilson, 1980). A Formação de Vale Verde, assente em descontinuidade sobre os
sedimentos anteriores, e com expressão à escala bacinal, pertence à sequência UBS2,
sendo equivalente da Formação de Cabaços (Fig. 1).
O limite inferior da UBS2, datado do Oxfordiano médio, materializa uma fase de
exposição sub-aérea, com hiato desde o Caloviano superior até ao Oxfordiano
(inferior?). Durante a deposição o sector Norte registava sedimentação carbonatada
lacustre (lagos de água doce a laguna evaporítica) ou em planícies supramareais
(Machado & Figueiredo, 2005). Uma estreita faixa N-S correspondia a uma plataforma
carbonatada restrita e de muito baixa profundidade que a Sul de Rio Maior já apresenta-
va características marinhas abertas. Na pequena área de Lagares (sondagem Vm-1)
formaram-se, em condições euxínicas, calcários betuminosos semelhantes aos de
Cabaços. Sedimentação siliciclástica grosseira ocorreu apenas junto do Cabo Mondego
e a SW de Peniche.
Observações:
O limite inferior da Formação de Vale Verde é uma importante descontinuidade sedi-
mentar, em que sobre os sedimentos margo-calcários com amonites do Caloviano supe-
rior (zona Athleta; Ruget-Perrot, 1961) se encontram calcários ricos em ostracodos e
carófitas, e raros níveis com fauna de meio marinho restrito (Fig. 1).
Neste local as características da Formação de Vale Verde sugerem deposição em
33
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
lagos e lagunas costeira com alimentação por águas marinhas através de aquíferos
marinhos e durante tempestades (Wright & Wilson, 1985).
A referida descontinuidade está materializada por superfície muito irregular (Fig. 2)
que separa duas camadas de calcários bioclástico ferruginoso sem ocorrência de clas-
tos remobilizados do calcário formado na base (Azerêdo et al., 2002). Assim, esta paleo-
superficie ter-sedesenvolvido através de exposição sub-aérea, com uma crosta ferru-
ginosa, e é interpretada como o limite estratigráfico entre o Caloviano superior e o
Oxfordiano (inferior?), marcando igualmente o topo da UBS1 e a base (?) da UBS2
(Azerêdo & Wright, 2004).
Fig. 1 Perfil estratigráfico da Formação de Vale Verde em Pedrógão (adapt. Aurell, 1995
unpub).
34
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Segue-se uma intercalação de margas, calcários margosos, ocorrendo localmente
margas lignítcas (particularmente na base) e calcários fossilíferos/bioclásticos, por
vezes ferruginosos, pontualmente limitados por superfícies ferruginosas ou fendas de
dessecação nos planos de estratificação (Azerêdo & Wright, 2004; Fig. 3). Neste sector
da sucessão (+/- 30 m de espessura) podem ainda encontrar-se, de forma muito espo-
rádica, finas camadas bioclásticas evidenciando laminação planar e laminação entrecru-
zada de baixo ângulo.
Este registo sedimentar evidencia o predomínio de águas calmas, com suficiente oxi-
génio para suportarem fauna bentónica não marinha. Contudo, a presença de lumache-
las (progressivamente mais frequentes para o topo; Fig. 1) indica que terá ocorrido uma
de duas situações: alteração no regime de oxigenação (decréscimo acentuado da taxa
de oxigénio) ou eventos esporádicos de inundação (Azerêdo & Cabral, 2004). Trata-se
de um ambiente de água doce a salobra, em que se verifica exposição sub-aérea episó-
dica, registada pela ocorrência de fendas de dessecação e superfícies irregulares erosi-
vas e/ou ferruginosas (Fig. 1). O predomínio de fósseis não marinhos confirma um siste-
ma lacustre marginal de sedimentação carbonatada.
Para o tecto predominam calcários fossilíferos e calcários margosos, com algumas
intercalações de níveis margosos e níveis com laminação microbial (Fig. 5), frequente-
mente limitados por fendas de dessecação. Ocorrem também, com alguma preponde-
rância, aglutinações de bivalves de concha espessa, gastrópodes e serpulídeos
(biohermes) (Fig. 4). Os calcários e os calcários margosos são frequentemente bioturba-
dos, com ocorrência de Thalassinoides e Rhizocorallium (Azerêdo & Wright, 2004).
O topo da sucessão é caracterizado pela ocorrência de calcarenitos e calcários fossi-
líferos, crescentemente intercalados por níveis com laminação microbial e menos fre-
quentes calcários margosos (Figs. 1 e 5).
A repetição de níveis muito fossilíferos e/ou bioturbados e níveis com características
de exposição sub-aérea bem desenvolvidas, em particular as fendas de dessecação
(polígonos bem desenvolvidos), permite concluir a presença de sedimentos frequente-
mente expostos e inundados (Azerêdo & Cabral, 2004). Com efeito, a exposição sub-
Fig. 2 - Superfície irregular ferruginosa (indicada por setas), interpretada como o
limite litostratigráfico entre o Caloviano superior e o Oxfordiano (inferior?).
35
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
aérea é progressivamente mais evidente e prolongada, tal como indica a maior ocorrên-
cia e espessura de níveis com laminação microbial (Fig. 5), o significativo desenvolvi-
mento de características pedogénicas em algumas camadas, bem como a ocorrência de
níveis com cristais de evaporitos. Contudo, incursões marinhas estão registadas,
nomeadamente pela presença limitada dos icnofósseis Thalassinoides e Rhizocorallium
e raros equinóides.
Verifica-se, portanto, uma grande variação nas condições de deposição. O predomí-
nio de calcários fossilíferos e calcários margosos, indica um sistema de baixa energia,
perturbado episodicamente por condições energéticas, mais frequentes para o topo. As
morfologias planares e estratiformes são também indicativas de fraca ou inexistente
actividade de marés ou ondulação, situação típica de sistemas protegidos e de baixa
energia (Purser, 1980; Tucker & Wright, 1990; in Azerêdo & Cabral, 2004).
O sistema deposicional é complexo, evoluindo de um sistema costeiro protegido, de
baixa energia e dominado por água doce, evidenciando exposição sub-aérea episódica
e intermitente, para um sistema em que se verificam variações entre condições margi-
nais e marinhas restritas, caracterizado por exposições sub-aéreas frequentes e prolon-
gadas (Azerêdo & Cabral, 2004).
Conclusões:
É notória a intensa variação vertical de fácies, sendo os depósitos suprajacentes à
descontinuidade entre o Jurássico médio e superior, característicos de água doce-
salobra, sob influência de uma fonte de água doce, constituindo sistema deposicional
lacustre-marginal.
Ao longo da série, ocorre uma evolução para um sistema deposicional caracterizado
pelo domínio de condições de baixa energia, episodicamente perturbados por situações
mais energéticas, tendencialmente mais frequentes para o topo. Esta associação de
fácies tipifica um sistema deposicional de águas muito pouco profundas, restrito e prote-
Fig. 3 Fendas de dessecação
evidenciando episódios de
exposição sub-aérea.
Fig. 4 Aglutinação de bivalves de
concha espessa (B) e bioherme de
serpulídeo (S).
36
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
gido da acção de marés e ondulação, pontualmente sob efeito de condições mais ener-
géticas, interpretado como marginal a marinho restrito.
A heterogeneidade evidenciada na distribuição vertical (e lateral) das fácies parece
induzida tectonicamente (Azerêdo et al., 2002), num contexto de hanging wall de semi-
graben com pendor para NW. Os movimentos associados, tiveram como consequência
dois episódios regressivos forçados, ocorridos entre o Caloviano superior e o Oxfordiano
(inferior?), caracterizados por rápida descida do nível do mar, aos quais se seguiram, de
um modo geral, episódios transgressivos menores.
Os depósitos estratigraficamente mais elevados registam a importância crescente de
condições marinhas francas.
Fig.5 Painel fotográfico de níveis com laminação microbial (microbialitos) .
37
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Bibliografia:
Aurell (1995) in Pena dos Reis, R., Trincão, P. , Cunha, P. P. & Dinis, J. (1995) Relatório de
execução do projecto ―Estratigrafia sequencial e biostratigrafia do Jurássico Superior da Bacia
Lusitânica‖. GPEP, 188p.
Azerêdo, A. C. & Cabral, M. C. (2004). Bio-Sedimentary signatures of high-frequency salinity
subaerial exposure changes: examples from the Oxfordian of Portugal (Cabaços Formation). Ri-
vista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia. Volume 110, 1: 231-238.
Azerêdo, A. C. & Wright, V. P. (2004). Multi-scala signatures and events in carbonate systems
(Middle to early Upper Jurassic, Lusitanian Basin). IAS 2004, 23rd Meeting, Field Trip Guide
Book, Carboniferous and Jurassic Carbonate Plataforms of Iberia, 1: 73-91.
Azerêdo, A. C., Wright, V. P. & Ramalho, M. M. (2002). The Middle Late Jurassic forced re-
gression and disconformity in central Portugal: eustatic, tectonic and climatic effects on a carbon-
ate ramp system. Sedimentology, 49: 1339-1370.
Machado, H. & Figueiredo, V. (2005). Formação de Cabaços: análise e interpretação de
fácies. Relatório de trabalho de estágio da licenciatura em Geologia, Faculdade de Ciências e
Tecnologia da Universidade de Coimbra, Departamento de Ciências da Terra, (não publicado),
42p.
Purser B. H. (1980). Sédimentation et diagenèse des carbonates néritiques récents, tome 1.
Paris: Editions Technip: 366.
Ruget-Perrot, C. (1961). Etudes stratigraphiques sur le Dogger et le Malm inferieur du Portu-
gal au Nord du Tage, Bajocien, Bathonien, Callovien, Lusitanien. Mem. Serv. Geol. Port., 7
(N.S.): 197p., 3map., 11est.
Tucker, M. E. & Wright, V. P. (1990). Carbonate Sedimentology. Oxford: Blackwell Scientific
Publications, p.482.
Wilson, R. C. (1980). A reconnaissence study of Upper Jurassic sediments of the Lusitanian
Basin. Ciências da Terra (UNL), 5: 53-84.
Wright, V. P. & Wilson, R. C. (1985). Lacustrine carbonates and source rocks from the Upper
Jurassic of Portugal. IAS, European meeting, Abs.
38
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 2B - S.PEDRO DE MOEL
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt ;
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra, Portugal
Nuno Pimentel; npimentel@fc.ul.pt
Centro de Geologia da Universidade de Lisboa
Localização:
S. Pedro de Moel (39º 44' N; 09º 02' W).
Objectivos:
Observação duma sucessão margo-calcária do Jurássico inferior, com intervalos de
elevado COT, representando os depósitos de rampa na fase de relaxamento do 1º epi-
sódio de rifting; O Jurássico infe-
rior da Orla Mesocenozóica de
Portugal é representado pela fase
inicial do enchimento carbonatado
da Bacia Lusitânica. Os depósitos
sedimentares são caracterizados
por espessas ries margo-
calcárias. A expressão aflorante
do Jurássico inferior é bastante
vasta, ocupando diversas áreas do
território português, principalmente
no sector Norte da B.L. (Duarte &
Soares, 2002).
Nas arribas das praias envolven-
tes na localidade de S. Pedro de
Moel, aflora uma espessa série
margo-calcária que pertence ao
intervalo Sinemuriano e Pliensba-
quiano. Esta região é um impor-
Fig. 6 - Perfil litostratigráfico sintéti-
co do afloramento de S. Pedro de
Muel (cf. Matos 2009, modificado
de Duarte & Soares, 2002).
39
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
tante sector para a definição de reconstituições paleogeográficas para o Sinemuriano e
todo o Pliensbaquiano, devido à boa expressão de fácies anóxicas ricas em M.O. que
pertencem a este intervalo estratigráfico (Figs. 6 e 7 ).
A Formação de Coimbra - Esta formação aflora nas falésias adjacentes ao Farol de S.
Pedro de Muel (Penedo da Saudade) e em Polvoeira e é constituída por uma sucessão
Fig.7 - Quadro do modelo esquemático do contacto entre o Mb. Dolmítico e o
Mb. Calcário. do Sinemuriano (Modificado de Mouterde & Rocha, 1980).
Fig. 8 - Correlação litostratigráfica entre os perfis de São Pedro de Muel e Peniche,
recorrendo a uma correlação litofaciológica com um perfil eléctrico dum poço em
posição intermédia.
40
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
calcária com cerca de 70 m de espessura.
A Formação de Água de Madeiros assenta em paraconformidade sobre a Formação de
Coimbra (s. s., Soares et al., 1985) e só é definida nas zonas mais ocidentais da Bacia,
onde aflora em vários locais com diferentes espessuras. O corte-tipo fica localizado na
região de S. Pedro de Moel (cerca de 66 m de espessura). A base da unidade é obser-
vável na praia da Polvoeira, situada a cerca de 4 Km a Sul de S. Pedro de Moel, e o
topo é visível na praia Água de Madeiros
A coluna sedimentar apresenta cerca de 66 m de espessura e a sua organização ver-
tical é repartida por dois membros: Mb. da Polvoeira- Este membro é constituído por
uma série (48/50 m) margo-calcária de alternâncias de bancadas de calcário e níveis de
margas laminadas, por vezes betuminosas com concreções piritosas e fragmentos car-
bonosos. A série é rica em amonites e a abundância de Echioceras (Leptechioceras) e
de (Paltechioceras), associadas a alguns Gemmellaroceras, permite reportar a série
para o Lotaringiano superior, na Zona Raricostatum.
Nos últimos 16 m desta sucessão são observados alguns horizontes com acumulações
densas de amonóides, onde se destacam os géneros Echioceras e Gemmellaroceras
Mb. Praia da Pedra Lisa - Este membro é caracterizado por uma série (cerca de 8 m)
dominantemente calcária. Os calcários são compactos e microesparíticos e dispõem-se
em bancadas decimétricas a centimétricas.
Correlações regionais são agora possíveis com recurso a ferramentas indirectas
como é o caso das diagrafias, em sondagens que ocupam posições intermédias.(Fig.
8 ).
Bibliografia
Duarte, L. V. & Soares A. F.; (2002)- Litoestratigrafia das séries margo-calcárias do Jurássico
inferior da Bacia Lusitânica (Portugal). Comunicação do instituto Geológico e Mineiro, Lisboa. 89,
pp. 115-134.
Soares, A. F., Fonseca Marques, J. & Rocha, R. B.; (1985)- Contribuição para o conhecimento
geológico de Coimbra. Memórias e Notícias, Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol., Univ. de Coimbra.
(100), pp. 41-71.
Matos, V. E. (2009) - Estudo de palinofácies e de fácies orgânica de uma sequência sedimen-
tar do Jurássico inferior da Bacia Lusitânica. Dissertação de mestrado em Geociências Geolo-
gia do Petróleo. Universidade de Coimbra, 108 p.
41
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 2C - PRAIA DE PAREDES DE VITÓRIA
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra - Portugal
Localização:
Praia de Paredes de Vitória, região costeira a norte de Nazaré (39º 41’N; 09º 03’W).
Objectivos:
1 - Observação duma estrutura diapírica com afloramento de margas gipsíferas e
dolomias;
2 - Observação da sucessão do Cretácico superior, empolada no flanco sul do diapi-
ro (Fig. 9);
3 - Observação dos arenitos da Formação da Figueira da Foz com impregnações de
hidrocarbonetos no flanco do diapiro.
Fig. 9 - Contexto estrutural e estratigráfico do afloramento de Paredes de Vitória.
A: Principais estruturas diapíricas condicionantes da região; B: Sucessão estrati-
gráfica esquemática do afloramento de Paredes de Vitória.
42
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Introdução e contexto geológico:
O afloramento da Praia de Paredes de Vitória, situa-se no flanco Norte dum grande
sinclinal que se estende para Sul por alguns quilómetros, quase até ao Sítio de Nazaré.
Este sinclinal situa-se a ocidente do alinhamento estrutural Lousã-Nazaré-Caldas e
apresenta evidências de condicionamento estrutural atribuível à movimentação salina,
pelo menos a partir do Cenomaniano (Cunha & Pena dos Reis, 1995) (Fig.11). Os sedi-
mentos cretácicos dos bordos norte e sul estão sobrepostos por materiais siliciclásticos
de idade terciária inferior, registando um predomínio de sistemas fluviais (Antunes,
1975; Pena dos Reis 1983). O diapiro que limita o afloramento a norte e é responsável
pelo empolamento das camadas prolonga-se para o mar .
Estratigrafia da região:
Na secção visitada (Figs. 9 e 10) reconhecem-se três das formações que integram a
UBS4 (Fm. Figueira da Foz, Fm. Carbonatada e Fm. Grés Grosseiros Superiores). O
limite entre a UBS 4 e a UBS 5 está bem representado na figura 11, pelo traço verde
Fig. 10 - Representação tridimensional da zona abrangida pela paragem da Praia de
Paredes de Vitória. Está indicada no rectângulo a branco a área da foto da figura . Os
traços coloridos indicam limites estratigráficos: o tracejado vermelho limita o diapiro; o
traço amarelo marca o limite superior da Formação da Figueira da Foz; o traço azul cheio
indica o limite superior da Formação Carbonatada; o azul tracejado indica o limite supe-
43
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
que separa em superfície erosiva, os Grés Grosseiros Superiores da Formação de
Taveiro. O ordenamento global das unidades é o seguinte (Figs. 10 e 11):
A) O núcleo do diapiro é composto por materiais das Margas de Dagorda do Triássico
superior. A intensa deformação mecânica dos sedimentos impede uma avaliação da sua
espessura e ordenamento estratigráfico. É possível observar sedimentos gipsíferos;
B) A Formação da Figueira da Foz (Dinis, 1999) observa-se apenas em parte, dado que
se apresenta fracturada e parcialmente coberta por depósitos de vertente. No seu con-
junto consiste numa sucessão continental com arenitos grosseiros localmente impregna-
dos com hidrocarbonetos;
C) Formação Carbonatada do Cenomaniano (Soares, 1980): É composta por calcários
bioclásticos fortemente recristalizados. A reduzida espessura que apresenta 8-10 m,
resulta dum intenso estiramento mecânico, associado ao empolamento do diapiro;
D) Sobre os calcários recristalizados ocorre uma brecha com elementos e cimento car-
bonatados, com aspecto caótico e com massas discretas e remobilizadas de natureza
piritosa. A brecha apresenta geometria em cunha com aumento da espessura para
sudoeste em afastamento ao diapiro, sugerindo um depósito de encosta. A sua espes-
sura é variável, sendo o máximo visível da ordem de 8-10 metros. Sobre a brecha ocor-
re uma descontinuidade superiormente sublinhada por blocos de lutitos piritosos acin-
zentados;
E) Assente sobre a referida descontinuidade e com visível discordância angular (Fig.
12) assenta uma unidade de arenitos grosseiros com estratificações oblíquas em ventre
de grande amplitude, de origem fluvial. Estes arenitos integram os chamados Grés
Grosseiros Superiores, que neste local apresentam uma espessura reduzida pela ero-
são em resultado do empolamento diapírico (Pena dos Reis, 2000);
F) Toda a sucessão descrita está sobreposta por sedimentos siliciclásticos fluviais inte-
grando duas unidades estratificadas de idades Maastrichtiano (Formação de Taveiro e
Eocénico superior (Arenitos de Feligueira Grande) respectivamente (Pena dos Reis,
1983).
Fig. 11- Foto aérea do sector meridional do afloramento (ver legenda na figura..).O Norte
é para a esquerda da foto. A Formação de Taveiro está datada do Maastrichtiano nou-
tros locais.
44
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Conclusões:
A paragem de Praia de Paredes de Vitória apresenta alguns aspectos relevantes que
podem ser aqui destacados:
1 O diapiro que se pode observar e é cortado transversalmente, apresenta uma largu-
ra de algumas dezenas de metros. Nele afloram margas gipsíferas e calcários dolomíti-
cos muito deformados, pertencentes às Margas de Dagorda (Hetangiano);
2 A sucessão de sedimentos cretácicos, embora apresente a maior parte das unida-
des reconhecidas na região, está intensamente estirada e falhada, pelo que a sua
espessura é reduzida e os contactos mecanizados. A ocorrência da brecha referida é
exótica pois não se verifica em qualquer outro afloramento. Por outro lado a sua geome-
tria parece estreitamente relacionada com a dinâmica do empolamento diapírico;
3 É igualmente exótica a discordância angular identificada entre a formação carbona-
tada e os Grés Grosseiros Superiores, o que reforça a hipótese da relação com o diapi-
ro;
4 Neste local, estão referidas desde há muito, a ocorrência de impregnações de hidro-
carbonetos. Estão associadas aos arenitos da Formação da Figueira da Foz, mas ape-
nas em posições de bordo diapírico. Estas impregnações são conhecidas num contexto
similar, nos arredores de Leiria.
Fig. 12 Foto de detalhe da descontinuidade que separa a brecha calcária
(inferior) e os Grés Grosseiros Superiores que evidencia uma discordância angu-
lar. Esta superfície apresenta (nem sempre visíveis) derrames de hidrocarbone-
tos ao longo de fissuras.
45
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Bibliografia:
Antunes, M. T. (1975). Iberosuchus, crocodile Sebeosuchien nouveau, l´Eocène ibérique au
Nord de la Chaine Centrale et l´origine du canyon de Nazaré. Comun. Serv. Geol. de Portugal,
Lisboa, LIX: 285-330.
Cunha, P. Proença, & Pena dos Reis, R. (1995) Cretaceous sedimentary and tectonic evolu-
tion of the northern sector of the Lusitanian Basin (Portugal). Cretaceous Research, 16, 155-170.
Dinis, J. L. (1999) Estratigrafia e sedimentologia da Formação de Figueira daFoz. Aptiano a
Cenomaniano do sector norte da Bacia Lusitânica. Unpub. Ph.D thesis. Univ Coimbra, 381 p.
Pena dos Reis, R. (1983) A sedimentologia de depósitos continentais. Dois exemplos do Cre-
tácico Superior- Miocénico de Portugal. Tese de doutoramento (não pub.) Universidade de
Coimbra; 403 p.
Pena dos Reis, R. (2000) Depositional systems and sequences in a geological setting dis-
playing variable sedimentary geometries and controls: Example of the Late Cretaceous Lusita-
nian Basin (central Portugal). Com. Inst. Geol. e Mineiro, t. 87, 63-76.
Soares, A. F. (l980). A "Formação Carbonatada" Cenomano-Turoniana na região do Baixo
Mondego, Comunicações dos Serviços Geológicos de Portugal 66, 99-109.
Googleearth, 2007, www.googleearth.com; 21 de Setembro, 2010.
46
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Dia 3
47
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 3A - BREAK-UP NA NAZARÉ
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra - Portugal
Localização:
Sítio da Nazaré (39º 36’N; 09º 05’W) (Fig. 1).
Objectivos:
i) Observação duma sucessão cretácica em contexto de margem passiva;
ii) A sedimentação cretácica pré-inversão;
iii) Evidências de exposição e actividade vulcânica e diapírica.
Introdução e Contexto Geológico:
O afloramento do farol da Nazaré situa-se nos alcantilados da praia do Norte (Sítio da
Nazaré) (Figs. 1 e 3). O conjunto de unidades que o compõem pertence ao Cretácico
superior e registam no seu conjunto o contexto de margem passiva, já com deriva conti-
nental e expansão do fundo oceânico. Dentro da arquitectura estratigráfica da bacia, as
unidades basais, em conjunto com a Fm. Figueira da Foz, fazem parte da sequência
estratigráfica UBS4 (Cunha & Pena dos Reis, 1993) de idade Aptiano Superior-
Campaniano Inferior (Wilson, 1988; Hiscott et al., 1990) (Fig. 2). As unidades do tecto
Fig.1 - Vista geral da falésia do Sítio da Nazaré, a partir do Monte Branco
48
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
constituem a sequência UBS5 de idade Campaniano Superior-Paleocénico (Cunha &
Pena dos Reis, 1993). Ambas as sequências reflectem os episódios sedimentares rela-
cionados com os eventos geodinâmicos coevos ocorridos no Atlântico Norte. O início da
UBS4 coincide com o diastrofismo que levanta o horst das Berlengas (bordo ocidental
da bacia) e o Maciço Hercínico (bordo oriental).
Fm. Carbonatada
Fm. Figueira
da Foz
Paleocarso
Lousões
Grés sup.
Basaltos Cong. Nazaré
Fig. 3 Arriba da Nazaré vista a partir do farol. Limites entre as principais unida-
des referidas no texto.
Fig. 2 Mapa de localização com os elementos estruturais mais importantes.
Em detalhe, a estratigrafia do Cretácico na região da Nazaré.
49
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Estratigrafia da Região:
A NE da bacia instalou-se durante o Cretácico (UBS4), um cinturão de leques alu-
viais (Fm. Figueira da Foz) que evoluíram para ambientes de transição e para uma pla-
taforma marinha (Formação Carbonatada), cuja espessura aumenta para SW (Soares,
1980; Dinis & Pena dos Reis, 1989). A parte alta da sequência é composta por depósi-
tos litorais (Formação de Lousões), recobertos por um conjunto fluvial (Formação Grés
Grosseiros Superiores). Finalmente, no tecto da sequência há um silcreto, indicando um
hiato sedimentar e um período tectónicamente estável durante o Campaniano (Pena dos
Reis & Cunha, 1989). O facto mais relevante durante a UBS5 é a fase tectónica do
Campaniano-Maastrichtiano, instalando-se então os complexos sub-vulcânicos de Sin-
tra, Sines e Monchique, as emissões basálticas de Lisboa-Leiria, o diapirismo e a reacti-
vação da Falha da Nazaré (Pena dos Reis, 2000).
Observações:
Na secção visitada (Figs. 3 e 4) reconhecem-se quatro formações que integram a
UBS4 (Fm. Figueira da Foz, Fm. Carbonatada, Fm. Arenitos de Lousões e Fm. Grés
Grosseiros Superiores) e uma quinta unidade (Fm. Conglomerados do Sítio da Nazaré)
que pertence à base da UBS5 (Figs 3 e 4).
As suas características mais salientes são:
A) A Formação da Figueira da Foz cuja base se observa na entrada da Nazaré, pode
aqui ver-se mas observar-se com dificuldade, dado que ela constitui a metade inferior da
falésia. No seu conjunto consiste numa sucessão continental na base (conglomerados e
arenitos grosseiros) e de transição no tecto (arenitos argilosos, margas e lutitos), tradu-
zindo uma tendência geral retrogradante e transgressiva, passando gradualmente à For-
mação carbonatada;
B) Tecto da Formação Carbonatada do Cenomaniano (FC): É composto por wackesto-
nes e packstones bioclásticos com intercalações métricas de calcários com rudistas e
níveis de grainstones peloidais (às vezes ooidais) com foraminíferos. O ambiente sedi-
mentar correspondeu à zona submareal de um sistema plataforma-lagoon de baixa
energia, situado detrás duma barreira construída por rudistas. Nas partes do lagoon
onde os processos eram mais energéticos, desenvolveram-se barras de grainstones
peloidais;
C) Formação Arenitos de Lousões (FL): Durante o depósito desta formação produziu-se,
nesta parte da Bacia Lusitânica, uma mudança da plataforma carbonatada precedente
para uma plataforma mista. Distinguem-se dois membros: o inferior carbonatado e o
superior terrígeno, que reflectem essa transição. O membro inferior tem 6m de espessu-
ra e está separado da Fm. Carbonatada por uma superfície marcada por um nível de
brechas de dissolução. Sobre a brecha, a associação de fácies corresponde a um con-
junto de sequências decrescentes, cuja espessura média é de 40cm, compostas do
muro para o tecto por calcirruditos, calcarenitos e wakestones/mudstones. Esta associa-
ção foi interpretada como depósitos de tempestades na zona interna da laguna.
O membro superior é formado por 5m de arenitos amarelos de grão grosseiro, nos
quais se distinguem dois tipos de fácies. O primeiro tipo de fácies sugere um depósito
na parte alta do shoreface por correntes longilitorais que fluíam para S (paralelas à
direcção do litoral deduzido). No segundo tipo, as estruturas sedimentares e as paleo-
50
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
correntes indicam sedimentação no foreshore, seja num sistema de ridge-runnel ou pela
progradação para o mar (estratificação cruzada planar inclinada para W, em direcção ao
oceano). Nesta unidade podem ainda observar-se estruturas de colapso, que têm sido
associadas a paleossismitos e a abatimentos de origem cársica
D) Formação Grés Grosseiros Superiores: São 4 a 5m de arenitos brancos, que foram
interpretados como um depósito numa planície costeira por um sistema fluvial de baixa
sinuosidade que fluía para W (Pena dos Reis, 1983; 2000). No tecto desta unidade exis-
te em geral um espesso silcreto, aqui não representado, o que evidencia actividade
diastrófica neste contexto particular;
E) O Complexo Vulcânico: Cobrindo os arenitos anteriores encontram-se basaltos oliví-
nicos (Neiva, 1948) com geometrias filonianas e estratiformes que se correlacionam
com o Complexo Basáltico de Lisboa;
F) A Formação Conglomerados do Sitio da Nazaré corresponde à parte mais alta da
secção visitada. Consiste numa orla de leques aluviais coalescentes que respondem às
mudanças paleogeográficas originadas pela actividade vulcânica, a halocinese e a reac-
tivação da Falha de Nazaré que levantou o bloco SE durante os tempos maastrichtia-
nos.
Descrição do Carso:
A carsificação (Corrochano et al., 1998) afecta o tecto da Formação Carbonatada e o
Membro inferior da Formação de Lousões, sendo descritas na figura 4 as suas princi-
pais características à escala macro e microscópica. Inclui brechas de dissolução, cavi-
dades e fissuras.
Fig. 4 Secção estudada do afloramento do Sítio da Nazaré. São apresentados os
dados isotópicos bem como a posição das amostras (cf. Corrochano et al., 1998).
51
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Outras observações:
Na entrada da povoação da Nazaré (local chamado de Monte Branco, 39º 36’N; 09º
04’W), pode ser observado o contacto erosivo entre os sedimentos siliciclásticos do tec-
to do Jurássico superior-Berriasiano, sobrepostos por conglomerados quartzosos bran-
cos do Cretácico inferior da base da Formação da Figueira da Foz. Esta descontinuida-
de é interpretada como a superfície de break-up associada à abertura completa da mar-
Fig.5 Vista geral do afloramento da Praia do Norte, Sítio da Nazaré.
52
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
gem ibérica do Atlântico norte e ao início da criação de crosta oceânica no sector da
Galiza desta mesma margem.
Conclusões:
O contexto estratigráfico, o carácter local do paleocarso e as suas características,
sugerem o desenvolvimento do mesmo sobre um alto paleogeográfico. O paleocarso
formou-se durante a sedimentação dos depósitos siliciclásticos da Fm Lousões cuja ida-
de provável é Cenomaniano Superior-Turoniano O bloco elevado é controlado pela
estruturação profunda dos diapiros (N-S ou NNE-SSO) e outras estruturas paralelas aos
mesmos, como são o eixo Arunca-Montemor e a Falha Porto-Tomar. A compressão que
durante o Cretácico Médio-Superior afectou esta zona, provocou o levantamento e a
progressiva diminuição da profundidade do bloco, com a sequente invasão de terrígenos
e a construção duma sequência progradante limitada em extensão, ao âmbito do bloco
da Nazaré. Observe-se a disparidade entre as tendências das curvas de variação relati-
va do nível do mar para a Europa durante o Cretácico (Weimer, 1986), e a da curva de
variação de ambientes sedimentares (Fig. 5 e 6). Com a progradação também avançou
a frente de meteorização, incrementando-se o desenvolvimento do carso e produzindo-
se uma mudança rápida desde condições diagenéticas marinhas até ao domínio meteó-
rico, que se observa nas unidades carsificadas. Os dados isotópicos apoiam o modelo,
que os valores de δ13C diminuem da base para o tecto do perfil, sem que haja uma
diminuição clara dos valores de δ18O, tendência observada nos carbonatos marinhos
submetidos a diagénese meteórica.
Fig. 6 - Síntese dos principais eventos durante o Cretácico Superior no bloco da Nazaré (evolução
dos ambientes sedimentares, curva de variação do nível do mar, aspectos da carsificação e da
diagénese); cf. Corrochano et. al., 1998).
53
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Bibliografia:
Corrochano, A., Pena dos Reis, R. & Armenteros, I. (1998) Um paleocarso no Cretácico
Superior do Sítio da Nazaré (Bacia Lusitânica, Portugal central). Características, controlos e
evolução. V Congresso Nacional de Geologia, Lisboa (Portugal), Livro Guia das Excursões,
Tomás Oliveira, J. & Dias, R. Ed., Excursão 1-O Mesozóico da Bacia Lusitânica.
Cunha, P. P. & Pena dos Reis, R. (1993). The Cretaceous unconformity-bounded sequences
(Upper Aptian-Lower Campanian and Upper Campanian-Maastrichtian?) in the Lousã-Pombal
region. Field trip guide, I st General meeeting - IGCP Project 362 - Tethyan and Boreal Creta-
ceous, 5-18.
Dinis, J. M. L. & Pena dos Reis, R. (1989). Litostratigrafia e modelos deposicionais nos "grés
belasianos‖(Cretácico) a Leste de Leiria (Portugal central). Geociências, Rev. Univ. Aveiro; 4, 2;
75-96.
Hiscott, R. N., Wilson, R. C., Gradstein F. M., Pujalte, V., Garcia-Mondejar, J., Boudreau, R.
R. & Wishart, H. A. (1990). Comparative stratigraphy and subsidence history of Mesozoic rifte
basins of North Atlantic. Amer. Assoc. Petrol. Geologists Bull. v.74, 1, 60-76.
Neiva, J. M. C. (1948). O basalto da Nazaré. Pub. do Museu e Lab. Min. Geol da Fac. Ciên-
cias do Porto XLIX. 2ª Série, 5-13.
Pena Dos Reis, R. P. B. & Cunha, P. M. R. (1989) A definição litostratigráfica do Grupo do
Buçaco, na região de Lousã, Arganil e Mortágua (Portugal). Com. Serv. Geol. Portugal, 75; 99-
109.
Pena dos Reis, R. (1983) A sedimentologia de depósitos continentais. Dois exem-
plos do Cretácico Superior - Miocénico de Portugal. Tese de doutoramento (não pub.)
Universidade de Coimbra; 403 p.
Pena dos Reis, R. (2000) Depositional systems and sequences in a geological setting dis-
playing variable sedimentary geometries and controls: Example of the Late Cretaceous Lusita-
nian Basin (central Portugal). Com. Inst. Geol. e Mineiro, t. 87, 63-76.
Pena dos Reis, R. , Corrochano, A., Bernardes, C., Cunha, P. Proença & Dinis, J. L.
(1992). O Meso-Cenozóico da margem atntica portuguesa. Guias de las excursiones
geológicas-III Congreso Geologico de España y VIII Congreso Latinoamericano de
Geologia. Ed. Universidad de Salamanca, 115-138.
Soares, A. F. (l980). A "Formação Carbonatada" Cenomano-Turoniana na região do Baixo
Mondego, Comunicações dos Serviços Geológicos de Portugal 66, 99-109.
54
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 3B - S. MARTINHO DO PORTO
Angel Corrochano; corro@usal.es
Universidade de Salamanca
Localização:
La zona visitada se encuentra en los alrededores de S. Martinho do Porto. Se efec-
tuarán observaciones sobre la sucesión del Jurásico Superior en diversos puntos, desde
el extremo norte de la bahía hasta el cabo do Facho, estudiando los afloramientos de los
acantilados en el oeste de la sierra de Mangues.
Objectivos:
El objetivo de la parada es la observación y discusión de la sucesión de materiales
del flanco oeste del diapiro de Caldas da Rainha, cuya sedimentación estuvo relaciona-
da con las fases inicial y paroxismal del ―rifting‖ del Jurásico Superior.
Enquadramento Geológico:
La región visitada pertenece a la Fosa de Extremadura que es una de estructura cor-
tical que se formó en la fase extensional del Jurásico Superior, con una orientación ge-
neral NNE-SSO. El diapiro de Caldas da Rainha es una estructura asimétrica en sección
transversal (con una pendiente débil en el flanco oeste y más abrupta en el este) que
establece dos dominios en la fosa: el bloque de Peniche al oeste (donde se encuentra
S. Martinho) caracterizado por una subsidencia moderada y otro dominio al E (bloques
de Bombarral y Ota) donde la subsidencia es más intensa (Canerot et al., 1995).
El registro litoestratigráfico de este episodio extensional está comprendido entre dos
discontinuidades de rango cuencal, conforma la secuencia del Oxfordiense Medio al Be-
rriasiense (Wilson, 1988), o la supersecuencia SLD2 del Oxfordiense Medio hasta el Va-
langiniense (Pena dos Reis et al., 1992). Comprenden estas supersecuencias un con-
junto interdigitado de formaciones que se depositaron en ambientes mixtos, siliciclásti-
cos y carbonatados, desde continentales hasta marinos profundos pasando por ambien-
tes someros de transición y de plataforma.
En este sector del bloque de Peniche sólo afloran las ―Camadas de Pholadomya pro-
tei‖, la ―Formación de S. Martinho‖ y las ―Camadas de Alcobaça‖ (Fig. 6). Las ―Capas de
Pholadomya‖ representan la secuencia depositacional que corresponde con la etapa
inicial del rifte en este sector. La etapa paroxismal se inicia en el Oxfordiense superior y
se caracteriza por la intensa subsidencia que sufre la cuenca, originándose un nuevo
marco paleogeográfico. La megasecuencia que refleja esta etapa paroxismal está com-
puesta en este sector por la ―Fm. de S. Martinho‖ y las ―Camadas de Alcobaça‖, de edad
principalmente Kimmeridgiense. La primera unidad refleja la sedimentación clástica la-
custre y aluvial (fan deltas que proceden del Macizo de Berlengas), con rápidos episo-
dios transgresivos intercalados (miembros calizos de S. Martinho y Gralha) de los am-
bientes marinos representados por las ―Camadas de Alcobaça‖ (Fig. 8).
55
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
M AR G A S D E D A G O R DA
Baia Brochos
LacustreBrochos CAPAS DE
PHOLADOMYA
FA SE
INICIAL
Sup.
Lacustre
Fan delta
Baia Mb. S. Martinho
Mb. Gralha
Fan delta
Baia
Lacustre
Lacustre
Lacustre
Fan delta
Fan delta
Fan delta
Inf.
Sup.
Fm.
S. MARTINHO
Estuarios
Plataforma
MEIOS SEDIMENTARES E
LITOESTRATIGRAFIA
CAPAS DE
ALCOBA
RIFT CRONO
TARDÍA
MEDIA
K
IMMERIDGIENSE
F
A
SE P
AROXISMAL
PRECOCE
OXFORDIENSE
D
T
T2
T1
T3
T4
t
TS
T6
T7
T8
T
Msc
30%
F
HT
S
50%
Dmm
t
t
Ss
Ss
Ss
Ss
Ss
Ss
Ss
591
450
300
150
0m
LOG
t
Fig. 7 Perfil estratigráfico geral de S. Martinho. Termo litológico (T1); Trans-
gressões maiores (T); Transgressões menores (t); Descontinuidades (D);
Fácies conglomeráticas (Dmm); Fácies arenosas (S); Fácies Heterolíticas
(Ht); Fácies lutíticas (Msc e F); os diagramas circulares representam paleocor-
rentes em litossomas canalizados.
56
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Observações:
1- Se inicia el itinerario en el extremo norte de la bahía de S. Martinho, donde obser-
varemos una panorámica de la bahía, el valle tifónico de Caldas da Rainha y casi toda la
la sucesión de materiales del Jurásico Superior, introduciéndonos en la problemática de
la excursión dentro d el contexto geológico regional.
2- Inmediatamente después conoceremos los depósitos evaporíticos de la
―Formación Margas de Dagorda‖ del Triásico-Hettangiense y que constituyen el núcleo
del diapiro de Caldas.
3- Cruzaremos el túnel de S. Martinho que da acceso a los acantilados para estudiar
la base del Jurásico Superior en esta zona. Las rocas carbonáticas de las ―Camadas de
Pholadomya‖ representan la primera secuencia depositacional, sedimentada durante el
final de la fase tectónica inicial del rifting (Fig. 7). Muestran la evolución progradante
desde ambientes de llanura de marea, bahía protegida muy somera, hasta zonas supra-
mareales y lagos costeros (Pena dos Reis et al., 1992) en un contexto de alto nivel del
mar. Son característicos los rasgos de exposición y la brechificación que afectan a las
facies carbonáticas; indicando los primeros movimientos del diapiro (Guery, 1984) que
aislan zonas marginales a la estructura salina en las que se instalan marismas y lagos
con charophytas y ostrácodos.
4- La segunda secuencia depositacional del Jurásico Superior está articulada por los
primeros depósitos siliciclásticos de la ―Formación de S. Martinho‖ que representan la
sedimentación durante la fase precoz de la etapa paroxismal del rifte (Fig.1). La base de
la secuencia corresponde con ciclos de facies lacustres marginales con niveles de car-
Fig .8 - Episódios deposicionais na região de S. Martinho do Porto.
57
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
bonatos edáficos, sobre los que progradan los depósitos de la primera etapa constructi-
va de abanicos aluviales, que se encuentra en facies distales (ciclos granocrecientes de
lóbulos de abanico externo).
5- Esta etapa aluvial es interrumpida bruscamente por un paquete de carbonatos ma-
rinos denominado Miembro de S. Martinho (Bernardes, 1992), en cuya superficie basal
están fundidas la discontinuidad basal de la segunda secuencia depositacional y una
superficie transgresiva.
6- En los acantilados del cabo do Facho estudiaremos las fases progradantes del re-
sto de las secuencias depositacionales que están conformadas por depósitos lacustres y
abanicos aluviales (Bernardes et al., 1991). Al menos se han reconocido tres secuencias
depositacionales que comienzan con carbonatos marinos transgresivos (miembros S.
Martinho y Gralha) y una fase aluvial progradante a techo (Figs.7 e 8).
Los depósitos aluviales están constituidos por lutitas, depósitos heterolíticos y arenis-
cas. Las unidades lutíticas tienen un amplio espectro en granulometrías y en contenido
en clastos; se distinguen dos extremos: lutitas verdes (con restos de vegetales, ostráco-
dos y gasterópodos depositados grosso modo en ambientes lacustres) y lutitas rojas
masivas (llanuras lutíticas, depositos de desbordamientos y coladas de barro). Las uni-
dades heterolíticas son alternancia de areniscas y lutitas que engloban variadas granu-
lometrías y estructuras primarias; es una característica muy común la deformación
plástica, mostrando gran variedad de estructuras por carga y fluidificación. Las arenis-
cas son arcósicas y de tamaño de grano muy variado, pueden tener clastos dispersos y
restos vegetales muy abundantes; suelen ser de color rojo y las estructuras que presen-
tan, además de las de deformación, son estratificación cruzada y laminación horizontal.
Las unidades heterolíticas y las areniscas forman litosomas dentro de los paquetes
lutíticos que son la base para la distinción de asociaciones de facies y la zonación del
modelo de abanico. Se distinguen cuatro grandes tipos que se subdividen en otros de
acuerdo con su organización interna (Bernardes, 1992): 1) con geometría canaliforme,
con carga de conglomerados o areniscas, mono- o multi-episódicos, con alas proyecta-
das hacia los paquetes lutíticos o con acreción lateral; 2) tabulares, debidos a corrientes
no canalizadas tipo mantos de arrollada (―sheet flood‖) o con unidades heterolíticas; 3)
con geometría convexa (lóbulos y barras) y 4) formas compuestas.
En el cuerpo del abanico, las asociaciones de facies proximales están caracterizadas
por el apilamiento de litosomas tabulares (mayoritarios) y litosomas canalizados rellenos
por conglomerados. Las asociaciones medias están compuestas por la sobreimposición
de litosomas canalizados rellenos por arenas que pueden tener intercalados elementos
tabulares; los canales corresponden a una red de drenaje algo más evolucionada y pue-
den ser mono- o multi-episódicos, con alas bien definidas entre los depósitos de entre-
canales, o bien corresponder a canales sinuosos. Las asociaciones distales integran a
todos aquellos depósitos localizados junto al nivel de base en el pie del abanico; allí
abundan los cuerpos lutíticos tabulares y los heterolíticos convexos (lóbulos) que pue-
den tener intercalados esporádicamente algunos cuerpos canalizados.
58
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Bibliografia:
Bernardes, C. A. (1992), A sedimentação durante o Jurássico Superior entre o Cabo Mondego
e o Baleal (Bacia Lusitana): Modelos deposicionais e arquitectura sequencial. Tese de doutora-
mento (não publicada). Universidade de Aveiro, 261p.
Bernardes, C. A., Corrochano, A. & Pena dos Reis, R. (1991): Evolução do sistema de deltas
entrançados do Jurássico superior de S. Martinho do Porto, Bacia Lusitânica. Arquitectura
sequencial e controlos sedimentares. Comun. Serv. Geol. Portugal, 77: 77-88.
Canerot, J., Rey, J., Batista, R., Manuppela, G. & Peybernes, B. (1995): Nouvelle interpréta-
tion structurale et géodymamique de la marge atlantique portugaise dans le secteur de Caldas da
Rainha (Portugal). C.R. Acad. Sci. Paris, t 320, série II a: 523-530.
Guery, F. (1984): Evolution sédimentaire et dynamique du bassin marginal ouest-portugais au
Jurassique (Province d'Estremadura, secteur de Caldas da Rainha- Montejunto). Tese Doutora-
mento, não publicada, Univ. Claude Bernard-Lyon I, 3 vol., 477p.
Pena dos Reis, R. Corrochano, A. & Bernardes, C.A. (1992): O Meso-Cenozoico da Margen
Atlântica Portuguesa. III Congreso Geológico de España y VIII Congreso Latinoamericano de
Geología. Guía de las Excursiones Geológicas, 115-138.
Wilson, R. C. (1988): Mesozoic development of the Lusitanian basin, Portugal. Rev. Soc. Ge-
ol. España, 1 (3-4): 393-407.
59
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 3C S. MARTINHO DO PORTO - DIAPIROS
Nuno Pimentel; npimentel@fc.ul.pt
Centro de Geologia da Universidade de Lisboa
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra - Portugal
Enquadramento Geológico:
O diapirismo constitui um aspecto particularmente interessante da Bacia Lusitânica,
na medida em que as suas condições de exposição permitem uma abordagem detalha-
da do seu controlo estrutural e estratigráfico. Nesta bacia, o diapirismo pode ser obser-
vado em duas situações distintas: i) diapirismo profundo, detectável a partir de indícios
estruturais e/ou de sísmica de reflexão, na medida em que empola e deforma a cobertu-
ra sedimentar meso-cenozóica; ii) diapirismo aflorante, observável no terreno, na medi-
da em que rompe a cobertura pós-triásica e atinge a superfície topográfica actual.
Em ambos os casos, os materiais envolvidos no diapirismo correspondem a sedimen-
tos da Formação de Dagorda, do Triásico superior. Trata-se de argilas vermelhas escu-
ras, com intercalações margosas e níveis ricos em halite e gesso. A proporção relativa
das componentes terrígena e salina é muito variável devido às variações espacio-
temporais da paleogeografia triásica, com áreas depocêntricas e mais evaporíticas con-
dicionadas pela estruturação em múltiplos blocos. No caso dos diapiros aflorantes, a
proporção original é particularmente difícil de estimar, devido à fácil dissolução dos sais
à superfície. No entanto, existem exemplos de grandes massas salíferas presentes em
profundidade e atravessadas em sondagens profundas, levando a supor que poderão
existir casos puros de halocinese, a par de casos de lutocinese, sendo provavelmente
mistos na maioria das situações.
Este facto leva a considerar que a diferença de densidade dos materiais envolvidos,
não será suficiente para explicar, por si só, o diapirismo observado nesta bacia - a pró-
pria plasticidade dos materiais argilosos terá sido, certamente, um factor importante na
sua mobilidade ascensional. Possivelmente mais importante ainda, terá sido o papel da
actuação de campos de tensão, com reactivação e aproveitamento de direcções estrutu-
rais pré-existentes, promovendo fortemente a ascensão dos materiais ao longo dessas
direcções. Trata-se assim de um diapirismo com forte controlo e indução tectónica, no
qual os materiais afectados terão actuado mais de modo passivo, por arraste, do que
como agentes activos, por ―intrusão gravítica‖.
A cartografia dos diapiros aflorantes atesta claramente este controlo estrutural. À
escala 1:500.000 é notória a orientação dessas estruturas segundo uma direcção geral
N30ºE, correspondente a uma das principais direcções de fracturação tardi-hercínica do
soco paleozóico. Este facto aponta claramente para uma reactivação dessas estruturas
profundas, afectando a cobertura mesozóica e promovendo a ascensão dos materiais
triásicos, plásticos e menos densos. À escala 1:50.000, as geometrias de detalhe afigu-
ram-se algo mais complexas, encontrando-se estruturas fortemente alongadas e com
bordos paralelos, a par de geometrias mais rombóides ou mesmo sigmoidais. Esta
diversidade estará relacionada com controlos locais por outras estruturas, nomeada-
mente orientações igualmente tardi-hercínicas N60º e N 330º.
60
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Outro aspecto que ressalta da cartografia detalhada destes diapiros é a configuração
dos próprios materiais aflorantes no interior da área diapírica. A par das argilas salíferas
da Formação de Dagorda, com sectores fortemente deformados a par de sectores tabu-
lares, é frequente a presença de camadas inclinadas de dolomias jurássicas, das For-
mações de Pereiros e de Coimbra. Estes terrenos, mais resistentes, observam-se sob a
forma de pequenas cristas ou colinas, isoladas ou alinhadas, no interior da depressão
diapírica - a vila de Óbidos é um excelente exemplo desta situação. Este facto atesta a
complexidade da ascensão diapírica, afectando não só os terrenos triásicos como tam-
bém parte da cobertura sedimentar estratigraficamente subsequente.
A idade do diapirismo tem sido objecto de alguma discussão, havendo indícios claros
de influência das áreas diapíricas sobre a sedimentação já no Jurássico Superior (Alves
et al., 2003). No entanto, o auge da ascensão diapírica poderá ter ocorrido no Cretácico
Inferior, até ao Aptiano Inferior, associado à distensão responsável pelo break-up da
Ibéria no Atlântico Norte. Para alguns autores, o magmatismo associado a esse evento,
registado sob a forma de intrusões hipabissais na Formação de Dagorda, terá jogado
um papel primordial, aquecendo e hidratando os sedimentos salíferos, com aumento do
volume e diminuição da densidade e viscosidade (Kullberg, 2000). Esta situação expli-
caria a coincidência temporal entre a actividade magmática e diapírica no Cretácico Infe-
rior.
Fig. 9 Vista aérea da região de S. Martinho do Porto-Alfeizerão, com indicação
dos bordos tectónicos da estrutura diapírica (retirado de GoogleEarth). O círculo
branco assinala o local da paragem, junto ao Facho; o trapézio claro assinala a
área retratada na figura 10.
61
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
São também notórios os indícios de reactivações posteriores dos acidentes bordejan-
tes dos diapiros, no decorrer da inversão compressiva terciária. Estas reactivações são
testemunhadas pela deformação de sedimentos cenozóicos presentes no interior das
áreas diapíricas e também pela modificação da configuração da forma original dos diapi-
ros, passando de sub-circular para elíptica ou segmentando-se em múltiplas ―janelas‖
alinhadas NNE-SSW.
Observações:
A região de S. Martinho do Porto apresenta características geomorfológicas típicas
das estruturas diapíricas aflorantes na Bacia Lusitânica. Nestas estruturas em antiforma,
é frequente o desenvolvimento de áreas geomorfologicamente deprimidas, onde os ter-
renos intrusivos do diapiro foram exumados pelos agentes erosivos. Deste modo, na
paisagem reconhece-se a área diapírica como uma área deprimida - ―vale tifónico‖ - em
contraste topográfico com o encaixante geralmente carbonatado, mais resistente e
saliente, em camadas fortemente inclinadas para o exterior do diapiro.
A povoação de São Martinho do Porto situa-se no bordo ocidental do vale tifónico
que se estende cerca de 5 km para o interior, até Alfeizerão (Fig. 9). Na direcção NNE-
SSW, este vale estende-se por cerca de 40 km, desde a Nazaré até Óbidos, passando
por Caldas da Rainha, onde a sua largura atinge um máximo de 8 km. Este vale corres-
ponde à mais ampla estrutura diapírica aflorante da bacia, com uma área próxima de
170 km2. O seu bordo oriental é quase rectilíneo e orientado N30º, enquanto o seu bor-
do ocidental é mais irregular, apresentando inflexões resultantes da articulação de
várias direcções estruturais.
O flanco ocidental do diapiro, com o encosto tectónico das argilas salíferas da Forma-
ção Dagorda aos calcários do Jurássico médio, em camadas fortemente inclinadas para
oeste, pode ser observado à escala do afloramento, na base rampa para o porto de pes-
ca de São Martinho. As argilas apresentam numerosos veios entrecruzados de gesso
fibroso, sendo difícil de definir a atitude das respectivas camadas.
Do Alto do Facho podemos ter uma perspectiva geral do flanco ocidental, olhando
para as arribas a Sul (Fig. 10). É notória a diminuição da inclinação com o afastamento
ao bordo do diapiro, passando de cerca de 60º para cerca de 20º, em apenas 1 km.
Olhando para leste, distingue-se no horizonte o flanco oposto do diapiro, no qual a
estrutura é em tudo similar, configurando uma disposição simétrica em leque, associada
à ascensão do material triásico e empolamento das camadas do Jurássico médio e
W E
Fig. 10 Bordo ocidental da estrutura diapírica de S. Martinho do Porto: vista
geral para Sul, estando assinaladas as inclinações das camadas, decrescentes
para W.
62
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
superior. A remoção destas do topo da antiforma, e a posterior erosão dos terrenos triá-
sicos subjacentes no seu interior, originou o vale tifónico de São Martinho do Porto-
Alfeizerão.
Bibliografia:
Alves, T. M., Manuppella, G., Gawthorpe, R.L., Hunt, D.W. & Monteiro, J.H. (2003) - The de-
positional evolution of diapir- and fault-bounded rift basins: examples from the Lusitanian Basin of
West Iberia. Sedimentary Geology, 162, 273-303.
Kullberg, J.C. (2000) Evolução tectónica mesozóica da Bacia Lusitaniana. Tese de Doutora-
mento, Univ. Nova de Lisboa, 361 pp.
63
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
D
DIA
IA
4
4
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 4A JURÁSSICO INFERIOR DE PENICHE
Nuno Pimentel; npimentel@fc.ul.pt
Centro de Geologia da Universidade de Lisboa
Fig. 1 Perfil da sucessão Sinemuriano superior Aaleniano (?) em Peniche: litostratigrafia, estrati-
grafia de sequências (2ª Ordem) e principais ocorrências fossilíferas (Duarte, 2004; in Oliveira,
2007).
65
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Localização
Lado norte da península de Peniche, cerca de 2 km a N do Forte, nas arribas entre a
Ponta da Papôa (39º22’N, 9º22’W) e a Ponta do Trovão (39º22’N, 9º23’W).
Objectivos
As três paragens têm por objectivo observar a sequência sedimentar do Jurássico
inferior da região ocidental da bacia, com idades desde o Sinemuriano até ao Toarciano.
Serão abordados aspectos relacionados com a litostratigrafia, modelo deposicional e
evolução da bacia, a par de questões relacionadas com a acumulação e geração de
matéria orgânica.
Enquadramento Geológico:
A península de Peniche constitui o afloramento mais ocidental do Jurássico inferior
da Bacia Lusitânica, correspondendo a parte de um bloco NE-SW soerguido pela inver-
são terciária. Nesta península aflora uma sequência contínua com 450 metros de exten-
Fig. 2 Variação vertical dos valores de TOC e da temperatura (interpretada a partir de isóto-
pos de oxigénio), para a sequência Pliensbaquiano-Toarciano de Peniche (com indicação da
biozonação por amonites e nanoplâncton) (in Oliveira, 2007).
66
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
são, abarcando cerca de 20 Ma, desde o início do Sinemuriano até ao topo do Toarcia-
no (Fig.1). A calibração biostratigráfica está baseada em amonites e nanoplâncton (Fig.
2), com outros grupos também representados e estudados (vd. refs. in Duarte, 2004,
2007 e in Oliveira, 2007).
A seguinte sucessão litostratigráfica pode ser observada nas arribas do lado N da
península de Peniche, de norte para sul (Duarte, 2004; 2007):
- Formação de Coimbra: calcários dolomíticos bioclásticos;
- Formação de Água de Madeiros (50 m): calcários bioclásti-
cos (braquiópodes e bivalves) com intercalações margosas
centimétricas;
- Formação de Vale das Fontes (100 m): alternâncias de mar-
gas e calcários, evidenciando tendência transgressiva;
- Formação de Lemede (30 m): alternâncias de calcários e
margas centimétricas, bioturbados e ricos em fauna nectónica
(belemnites e amonites);
- Fm. Cabo Carvoeiro (> 300 m): margas com intercalações de
―calcários re-sedimentados‖, crescentemente abundantes para
o topo.
Esta sucessão traduz o desenvolvimento de três sequências
de Segunda Ordem, separadas por descontinuidades regio-
nais, reconhecidas noutros lugares da bacia, embora com
expressão variável em função da posição paleogeo-
gráfica (Duarte, 2004).
PARAGEM 4B- PONTA DA PAPÔA
Ponta da Papôa é constituída por calcários dolomíti-
cos da Formação Coimbra, ligados a terra por um
pequeno istmo de origem ígnea uma brecha vulcâ-
nica com clastos mesozóicos. Imediatamente a Sul,
na enseada que se abre para ocidente, é observável
o limite superior dos calcários dolomíticos da Forma-
ção Coimbra, depositados em ambientes marinhos
rasos a peritidais. Este limite encontra-se materializa-
do por um hardground bioturbado e ferruginizado,
sobre o qual se depositaram os primeiros níveis da
Formação Água de Madeiros. Esta inicia-se por uma
sucessão transgressiva condensada (cerca de 10
metros) com margas hemipelágicas, ricas em amoni-
tes, aumentando depois gradualmente as fácies mais
carbonatadas.
Esta descontinuidade com rápida passagem de
ambientes rasos para profundos, corresponde a uma
superfície transgressiva regional intra-sinemuriana,
marcando o rápido aprofundamento do sistema de
rampa carbonatada que se instalou no Jurássico infe-
rior em toda a Bacia Lusitânica (Duarte, 2004).
Fig. 3 - Vista geral do topo da Fm.Vale das Fontes, com níveis margosos escu-
ros, com a passagem (assinalada a tracejado) para a Fm.Lemede, com cama-
das calcárias mais claras (fotos e painel de V. Matos).
67
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 4C PRAIA DO NORTE
Nesta praia é possível observar a parte intermédia e superior da Formação de Vale
das Fontes, com tendência geral transgressiva (Duarte, 2004; F-López et al., 2004). As
camadas expostas no lado N da praia correspondem ao Membro LML (Lumpy Marls and
Limestones), constituído por níveis calcários intercalados em margas, ambos finamente
laminados e organizados em para-sequências baticrescentes. Estas margas contêm
alguns níveis betuminosos, com valores de TOC até 5% (Fig. 2).
Na parte central e aplanada da praia passa-se gradualmente ao Membro MLBF
(Marly Limestones and Betuminous Facies), com o aumento da espessura dos níveis
margosos, traduzindo o progressivo aprofundamento da bacia (Figs.3; 4). Estas margas
apresentam alguns níveis mais escuros, ricos em matéria orgânica, com valores de TOC
atingindo 15 % (Fig. 2). A arriba do lado S corresponde já às camadas da Formação de
Lemede, mais carbonatada e pobre em TOC, a qual termina na Ponta do Trovão com
um nível muito rico em belemnites.
Fig. 4 Membro MLBF da Fm Vale das Fontes, no lado W da Praia do Aba-
lo, composto por margas escuras com finos níveis calcários e detalhe de um
dos níveis betuminosos com elevado TOC (Fotos de V. Matos).
68
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 4D - PONTA DO TROVÃO-PRAIA DO ABALO
Nesta paragem é possível observar na enseada norte, onde se situa a Ponta do Tro-
o, a passagem dos calcários margosos da Formão de Lemede (lajes resis-
tentes da praia) às margas com níveis calcários da Formação Cabo Carvoeiro (camadas
erodidas da vertente), aproximadamente coincidente com o limite Pliensbaquiano
Toarciano (Elmi et al., 1996).
Nas vertentes da enseada são observáveis as alternâncias entre margas cinzentas e
bancadas mais claras, crescentemente abundantes para o topo da sequência. Os níveis
claros correspondem inicialmente a arenitos arcósicos e carbonatados, perdendo gra-
dualmente o carácter siliciclástico e tornando-se progressivamente mais calciclásticos e
mais grosseiros, com frequentes bancadas oolíticas amalgamadas, figuras de canal,
cross-bedding, litoclastos, crinóides e corais retrabalhados, etc. (Wright & Wilson, 1984).
A interpretação paleoambiental destes depósitos aponta para canais e lóbulos sub-
marinos de material carbonatado erodido e re-depositado em ambientes marinhos pro-
fundos com sedimentação fina predominante, em resultado da progressiva entrada de
leques turbidíticos calciclásticos numa bacia profunda e restrita (Wright & Wilson, 1984).
Importa referir que este evento apenas se encontra registado no perfil de Peniche,
estando ausente na Serra d’El Rei (12km para E) ou em S. P. Muel (40 km para N)
(Duarte, 2004; Wright, 2004). O modelo paleogeográfico apresentado sugere uma pro-
veniência incial do bloco paleozóico soerguido das Berlengas a oeste, posteriormente
afogado, despoletando a erosão dos respectivos sedimentos carbonatados (Wright &
Wilson, 1984).
Bibliografia:
Duarte, L.V. (2004). The Upper Sinemurian Upper Toarcian sucession in the Peniche penin-
sula, litostratigraphy and sequence stratigraphy (introduction). In L.V.Duarte & M.H.Henriques
(Eds.), Carboniferous and Jurassic Carbonate Platforms of Iberia, Field Trip Guidebook, 23rd IAS
Meting, Coimbra, 58-60
Duarte, L.V. (2006). As séries do Jurássico inferior carbonatado na Bacia Lusitânica - o perfil
de Peniche. In R.Pena dos Reis, N.Pimentel & A.Garcia (Eds.), Curso de Campo na Bacia Lusitâ-
nica, Coimbra: 99-104
Elmi, S.; Mouterde, R.; Rocha, R.B & Duarte, L.V. (1996). La limite Pliensbachien-Toarcien au
Portugal: interêt de la coupe de Peniche. Meeting on Toarcian and Aalenian Stratigraphy, ISJS,
AalNews 6: 33-35.
Veiga, L.C.V. (2007). Biostratigrafia de Nanofósseis e Estratigrafia Química do Pliensbaquiano
Toarcianio inferior (Jurássico inferior) da região de Peniche (Bacia Lusitânica, Portugal). Tese
de Doutorado (2 vols), Inst. Geociências, UFRGS, Brasil.
Wright, V.P (2006). Submarine fan evolution of the Toarcian, Peniche. In L.V.Duarte &
M.H.Henriques (Eds.), Carboniferous and Jurassic Carbonate Platforms of Iberia, Field Trip
Guidebook, 23rd IAS Meting, Coimbra: 67-90
Wright, V.P & Wilson, R.C.L. (1984) A carbonate submarine-fan sequence from the Jurassic
of Portugal. J. Sed. Petrol. 54: 394-412.
69
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 4E - BALEAL
Praia do Baleal - 09º22’4’’N, 09º20’31’’W
Objectivo:
Observação de depósitos de talude calciclástico, do Jurássico médio
Enquadramento geológico
As sequência sedimentares aflorantes no bordo oriental da Bacia Lusitânica, corres-
pondem essencialmente a sistemas carbonatados de alta energia, depositados em
ambientes de rampa interna, com centenas de metros de corpos arenosos empilhados
(Azerêdo, 2004). Na parte ocidental da Bacia, os afloramentos são escasso e apresen-
tam associações de fácies bem distintas, com calcários maciços a laminados, deposita-
dos em ambientes marinhos mais profundos, interpretados como equivalentes distais
das rampas com pendor para W. Tal é o caso das fácies observadas no Cabo Mondego
e no Baleal, em ambos os casos com claras evidências de fluxos de massa e re-
sedimentação gravítica.
Fig. 5Calcários margosos do Bajociano superior.
70
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Fig. 6- BALEAL - Foto de detalhe dum corpo de ―debris-flow‖ .
Fig. 7- Coluna a estratigráfica do Jurássico médio do Baleal. A espessura das cama-
das mais finas está exagerada (Azeredo, 1988).
71
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Observações
A pequena península do Baleal é constituída por calcários margosos do Bajociano,
proeminentes no seio dos depósitos fluviais do Jurássico Superior, observávies nas arri-
bas para Norte. Uma observação genérica do extermo N da península,mostra alternân-
cias rítmicas e decimétricas de calcários creme-cinza e margas cinzento-escuro, inclina-
do cerca de 35º para ENE. Uma observação mais aproximada, permite detectar a pre-
sença de leitos acastanhados, irregulares e descontínuos, de sedimentos calciclásticos
grosseiros, descritos por Azerêdo (1988).
Nestes leitos, os níveis conglomeráticos contêm clastos de 2 a 10 cm, por vezes até
1 m, de calcários micríticos com “filamentos”. A matriz é composta por margas arenosas
evidenciando deformação plástica sin-sedimentar. Os níveis calcareníticos envolvem ou
cobrem os níveis conglomeráticos, apresentando texturas packstone e grainstone.
Estes depósitos correspondem a fluxos gravíticos (debris-flow e mud-flow), deposita-
dos numa rampa de pendor distal (distally steepened ramp), em resultado de aportes
enérgicos esporádicos, num ambiente pelágico predominamtemente de baixa energia.
As estruturas direccionais são escassas e tanto uma proveniência longínqua da rampa
interna a leste, quanto uma proveniência proximal do bordo ocidental (Berlengas?), são
hipóteses aceitáveis com os dados existentes (Azerêdo, 1988).
Bibliografia
Azerêdo, A. C. (1988) . Calcareous debris-flows as evidence for a distally steepened carbon-
ate ramp in West-Central Portugal. Com. Serv. Geol. Portugal, Lisboa, t.74, 57-67.
72
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 4F - SERRA DE MONTEJUNTO
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra - Portugal
Objectivos:
i) Observação do registo do clímax do 2º rifte;
ii) Observação das fácies de rotura em de bordo de plataforma;
iii) Discussão da geometria das sub-bacias e da subsidência tectónica associada.
Introdução e Contexto Geológico:
Na passagem do Caloviano ao Oxfordiano -se início da segunda etapa de rifting
com estruturação tectónica cujo apogeu se deu durante o Oxfordiano Superior. A activi-
dade distensiva na Bacia Lusitânica intensificou-se significativamente, marcando o inter-
valo de clímax da segunda fase de rifting. Este contexto esteve associado à instalação
dum segmento de rifte na Planície Abissal do Tejo (Mauffret et al., 1989).
As principais falhas da região central da bacia (Fig. 8), evidenciam então grande acti-
vidade, intensificando a definição de blocos assimétricos, com pendor para SE. Acentua
-se assim a diferenciação de sub-bacias hipersubsidentes (Arruda, Bombarral e Turcifal)
(Fig. 8) ao passo que permanecem alguns blocos soerguidos, onde sedimentos carbo-
Linha de
paleocosta
Diapiros Falhas
Entrada de
siliciclásticos
Paleopendente
Soco
Meseta
Berlengas
Peniche
Caldas
Ota
Vila Franca
Torres
Vedras
Sub-bacia
de Bombarral
Sub-bacia
de Turcifal
Sub-bacia
de Arruda
25 km
Fig. 8 A - Esquema estrutural da Fossa
da Estremadura durante o Oxfordiano e
Kimmeridgiano, baseado em Montenat et
al. (1988); B Imagem do contacto caval-
gante entre as formações de Montejunto e
Abadia, que regista a evolução do paleo-
talude da plataforma em Montejunto para
a sub-bacia do Bombarral. A seta indica a
subida estratigráfica. As setas pequenas
assinalam a presença de olistólitos de cal-
cários recifais.
73
IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
natados de plataforma continuam a depositar-se (p. ex. Ota). Na proximidade de algu-
mas das referidas falhas (Pragança, Vila Franca) ocorrem turbiditos siliciclásticos, que
podem atingir mais de 2000 m de espessura (caso da sub-bacia de Arruda.). O modelo
paleogeográfico compreende ambientes de bordo de plataforma (ricos em bioconstru-
ções) que se desenvolvem para N e NE e ambientes mais profundos (margas e terríge-
nos em turbiditos) com expressão para SW. Com a intensificação da compartimentação
em blocos e da subsidência tectónica, verifica-se a expansão da sedimentação turbidíti-
ca siliciclástica, que ocupa maiores áreas anteriormente dominadas pela sedimentação
carbonatada. (Leinfelder & Wilson, 1998).
Nestes amplos contextos de bordo e talude, ocorrem distintos processos de sedimen-
tação mecânica, ressedimentação e emersão que registam no detalhe (Fig. 9).
Rápido aumento inicial da batimetria e instabilidade dos blocos ou altos estruturais
limitados por falhas, gerando uma sucessão comparável a um cortejo de fase precoce
de paroxismo do rifting (Fig. 8). Nesta fase a ausência de sedimentação fina e a repeti-
ção de brechas de talude, representam um contexto de by-pass. Máxima carência de
sedimentos.
Um intervalo de sedimentos com episódios de ―debris flow‖ e olistólitos carsificados,
que iniciam a progradação com provável início de onlap sobre as paredes, interpretado
como um cortejo de paroxismo médio de rifting.
O cortejo de paroxismo tardio e post-rifte imediato constituído por geometrias pro-
gradantes.
Fig. 9 Quadro 1: Síntese dos materiais e processos associados à etapa paroxismal do rifting,
durante o Jurássico superior, na região do Montejunto (cf. Pena dos Reis & Corrochano, 1998).
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 4G- CONVENTO DA VISITAÇÃO
Pena dos Reis; penareis@ci.uc.pt
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra
Angel Corrochano; corro@usal.es
Universidade de Salamanca
Localização:
Estrada municipal de Vila Verde dos Francos à Serra de Montejunto. Proximidade
do Convento da Visitação, cerca de um quilómetro para nordeste ao longo da estrada
municipal para Montejunto (39 09 54 N; 09 06 33 W).
Enquadramento geológico:
Fase paroxismal média do rifting: No final do Oxfordiano produzem-se as condi-
ções de máxima subsidência (Pena dos Reis et al. 1997) neste domínio da bacia repre-
sentada pela parte superior do Mb. Tojeira e o início do Membro Casal da Ramada. As
fácies são características duma sedimenta-
ção profunda; incluem margas e lutitos cin-
zentos com evidências de rápida sedimen-
tação.
Observação: Identificam-se possantes
níveis de brechas calcárias (Fig. 10), olistóli-
tos calcários e alguns níveis de siliciclásti-
cos interpretados como depósitos de escar-
pa instável. Também se identificaram níveis
de lutitos e arenitos castanhos, interpreta-
dos como turbiditos médios e distais (leque
submarino) que reflectem o início da progra-
dação sobre as fácies de bacia (Pena dos
Reis et al. 1996).
Fase paroxismal tardia: Na parte alta do
Kimmeridgiano inferior inicia-se a fase tardia
que representa uma desaceleração da sub-
sidência, da qual resulta a progradação dos
sistemas siliciclásticos representados pelo
Membro Cabrito e os níveis superiores da
Formação Abadia.
Observação:
Para SE, a sedimentação pelágica margosa
Fig. 10 - Sucessão estratigráfica do Jurás-
sico superior na área de estudo.
continua, ao passo que no sentido do bordo, dominam os arenitos e conglomerados
associados a um sistema de canhão-leque submarino e planície. O acarreio é prove-
niente de NE de acordo com Montenat et al. (1988), o qual concorda com a posição das
fácies de brechas com clastos calcários e siliciclásticos intercalados nos turbiditos.
Podem ainda observar-se evidências da carsificação das fácies de plataforma biocons-
truída, testemunhando a sua exposição.
Conclusões:
No início da fase precoce o funcionamento da estrutura conduz à instabilidade da pla-
taforma com interdigitação de brechas nas fácies distais, funcionamento essencial de by
-pass e escassez de acarreio, com o máximo aprofundamento na proximidade das
escarpas estruturais
A fase paroxismal média corresponde ao desenvolvimento de fácies turbíditicas de
geometria granocrescente marcando o início da progradação, brechas de talude e olistó-
litos interdigitados com as fácies de bacia.
Na fase tardia, os processos tectónicos desaceleram, encaixando-se aparelhos silici-
clásticos profundos, progradantes para a bacia.
A articulação deste modelo é coerente com uma sequência (aceleração e desacele-
ração da subsidência) de eventos tectónicos, na dependência do funcionamento das
falhas que delimitam as sub-bacias em particular no bordo SE dos semi-grabens.
Bibliografia:
Atrops, F. & Marques, B. (1986). Mise en évidence de la zone à Platynota (Kimméridgian infé-
rieur) dans le Massif du Montejunto (Portugal): conséquences stratigraphiques et paléontologi-
ques. Geobios, Lyon, 19 (5), pp.537-547, 3 fig., 1 pl..
Leinfelder, R. R. & Wilson, R. C. (1989). Seismic and sedimentologic features of Oxfordian-
Kimmeridgian syn-rifte sediments on the eastern margin of the Lusitanian Basin. Geol. Rdsch.
(Estugarda), v.78, 1, pp.81-104.
Mauffret, A., Mougenot, D., Miles, P. R., & Malod, J. A.. (1989). Cenozoic deformation and
Mesozoic abandoned spreading centre in the Tagus Abyssal Plain (west of Portugal): results of a
multichannel seismic survey. J. Earth Sci. Can. 26, 1112-1123.
Montenat, C., Guéry, F., Jamet, M. & Berthou, P. Y. (1988). Mesozoic evolution of the Lusita-
nian Basin: comparaison with the adjacent margin. In Boillot, G, Winterer, E.L et al. 1988 ed. Pro-
ceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, Vol. 43, 757-775.
Pena dos Reis, R. & Corrochano, A. (1998) Arquitectura deposicional controlada pela etapa
paroxismal do rifting no Jurássico superior da Bacia Lusitânica (Portugal). Caso da região a SO
de Montejunto. Excursão "Mesozóico da Bacia Lusitânica", ", V Congresso. Nacional de Geolo-
gia, Lisboa; (Portugal).
Pena dos Reis, R., Dinis, J. L., Proença Cunha, P. & Trincão, P. (1996). Upper Jurassic sedi-
mentary infill and tectonics of the Lusitanian Basin (western Portugal) in Advances in Jurassic
Research ed. A.C.Riccardi. GeoResearch Forum, Zurich, Vols 1-2, pp. 377-386.
Pena dos Reis, R., Proença Cunha, P & Dinis J. (1997). Hipersubsident depositional event
associated with a rifte climax in Late Jurassic of Lusitanian Basin (W Portugal). IV Congreso de
Jurásico de España. Alcañiz. 101-103.
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Dia 5
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
PARAGEM 5A - PRAIA DE SANTA CRUZ
Rui Pena dos Reis; penareis@dct.uc.pt
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra
Localização:
Praia de Santa Cruz, Praia da Moreira e Praia Azul (39º8’N, 9º23W).
Objectivos:
Observação da passagem da Formação Abadia à Formação Lourinhã, com sucessão
do Membro Amoreira, Porto Novo e Praia Azul (Fig. 1).
Enquadramento geológico:
O perfil da Praia de Santa Cruz apresenta, relativamente aos anteriores, a particulari-
dade de mostrar nos primeiros metros, os depósitos de idade hetangiana (Margas de
Dagorda), do núcleo da estrutura diapírica. (Pena dos Reis et al. 1995; Ravnas et al.,
1997).
Para Sul e ao longo da falésia em contacto estrutural com a parede do diapiro, ocor-
rem alguns metros dum calcário escuro com um pendor elevado, que se assemelha
muito à Formação de Montejunto (Oxfordiano superior). Uma nova falha separa estes
materiais da Formação de Abadia, que, por esse facto, está representada por cerca de
200 m, que são considerados estratigraficamente altos. A caracterização da Formação
da Lourinhã em vários membros segue o modelo de Hill (1988).
Observações:
Formação Abadia:
Consiste em margas cinzentas escuras de águas profundas e arenitos turbidíticos
com um espesso (quase 20m) enchimento local de fácies de canhão em Santa Cruz
(membro do Guincho, cf. Ellwood, 1987; Formação de Abadia) (Fig. 3). Nesta região,
apenas a parte superior da Formação Abadia está representada em virtude do estira-
mento associado à subida dos materiais diapíricos da Formação Dagorda. O membro do
Guincho é tido como pertencendo à parte final da Formação Abadia (Hill, 1988; Neste,
1991). A ocorrência de bioturbação bem como a abundância em matéria orgânica, suge-
rem condições de profundidade moderada em condições de plataforma. No calhau do
Guincho (Fig. 2), podem reconhecer-se foresets e as paleocorrentes inferidas a partir de
foresets e marcas de fundo nestas fácies conglomeráticas de canhão, indicam transpor-
te de materiais grosseiros do soco para nordeste, a partir de blocos soerguidos da mar-
gem Sudoeste e oeste da Bacia Lusitânica (Fig. 1). A sucessão evidencia uma crescen-
te influência continental e uma diminuição da profundidade para o topo da formação.
Com efeito, mudanças de cor por um lado e a ocorrência de episódios mal definidos e
pouco espessos de níveis granulodecrescentes com afinidades de correntes de turbi-
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
dez, levam a admitir um aumento de energia crescente, sintoma provável duma diminui-
ção da profundidade com aparelhos de progradação fan-deltaica no tecto (Ravnas et al.,
1997). A interpretação parece reforçada pela ocorrência de estratificações “hummocky”
nos últimos metros acima das fácies de canhão, onde a sedimentação mais arenosa se
instalou.
Membro da Praia da Amoreira:
O membro da Praia da Amoreira (Fig.1), ao contrário da Formação Abadia, apresenta
uma grande variedade de tipos de sedimentos e aparece neste afloramento com uma
espessura de 170 m. A base é erosiva e caracterizada por espessos empilhamentos areno-
sos com fósseis marinhos e desprovidos de estruturas sedimentares, registando condições
marinha pouco profundas e estáveis de baixa energia. Na parte inferior da unidade ocorrem
espessos corpos arenosos pobres em estruturas de tracção (podem atingir 13m) fortemente
arcósicos com elementos heterométricos e ricos em feldspatos róseos e calhaus graníticos.
A bioturbação pode ser intensa, bem como a matéria orgânica e as evidências de incisão
são reduzidas, sugerindo condições marinhas rasas e de agitação moderada. Para o tecto,
intercalados nos corpos arenosos ocorrem camadas vermelhas silto-argilosas com crostas
carbonáticas pedogénicas, conotadas com pluviosidade sazonal, e aridez pronunciada, indi-
cando maior influência continental. Os sedimentos dos níveis terminais são dominados por
estruturas canalizadas com feixes oblíquos, sugerindo condições inteiramente fluviais, com
afinidades de alta sinuosidade com registo frequente de acrecção lateral. A evolução gra-
dual da base para o tecto para condições de profundidade decrescente (aliás na linha do
Fig. 1 - Estratigrafia geral da região de Santa Cruz (Ravnas et al. 1997)
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
que se passava já na Formação Abadia), regista uma tendência progradante das margens
continentais.Os dados apontam para uma tendência das paleocorrentes para Nordeste,
a qual parece mudar para Sudoeste após uma falha que ocorre no afloramento, sendo
ainda mal compreendido o enquadramento desta mudança.
O Membro Porto Novo (Fig. 1):
Esta unidade, que se observa igualmente na paragem 5E de Porto Dinheiro apre-
senta aqui uma espessura de 50m e aflora imediatamente a Sul ao longo da costa.
Consiste numa alternância de veis de arenitos grosseiros com níveis de siltitos,
correspondendo a depósitos dum cinturão de meandrização (meander-belt). Os
sedimentos apresentam um grande conteúdo em matéria orgânica (fragmentos de
madeira e troncos inteiros) em fácies de canal. Nota-se contudo a ausência, de paleos-
solos carbonáticos com nódulos ou crostas, contrariamente ao que se passa com o
membro Praia da Amoreira. Esta sucessão de depósitos inteiramente continentais, é
sobreposta por sedimentos marinhos do Membro Praia Azul, como resultado duma rápi-
da subida relativa do nível do mar.
O Membro Praia Azul (Fig. 1):
Apresenta uma espessura de 57 metros neste perfil e consiste essencialmente em
margas cinzentas com bancadas carbonáticas e arenosas, estas ricas em bivalves
(megalodontes, ostreídeos etc.). A natureza dos sedimentos aponta para ambiente
marinho pouco profundo e protegido. A mudança para o Membro Assenta que se
sucede com características continentais, faz-se duma forma gradual através dum
processo de interdigitação dos dois tipos de sedimentos.
Fig. 2 - Calhau costeiro do Guincho constituído por fácies de canhão.
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IV Curso de Campo na Bacia Lusitânica (Portugal)
Membro Santa Rita (Fig. 1):
Os membros Assenta e Santa Rita são lateralmente equivalentes e completam
superiormente a Formação Lourinhã. O membro Santa Rita (139m) é caracterizado
por uma alternância de sedimentos grosseiros e espessos com sedimentos finos e
laminados. Registam um ambiente predominantemente fluvial com as fácies areno-
sas a ocuparem corpos canalizados, que migraram numa planície lutítica. A posição
O membro da Praia da Amoreira (Fig. 1), ao contrário da Formação Abadia, aprese