geologia no litoral - ii da lagoa de albufeira a setúbal

Geologia no Verão 2 1 A Geologia no Litoral – bal _______________________________________________________________

A Geologia no Litoral Parte II:

Dà Lagoa de Albufeira a Setúbal

2002

Guia de Excursão

001 – Guia de Excursão Parte II: Da Lagoa de Albufeira a SetúGeologia no Verão

AGÊNCIA CIÊNCIA VIVA

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Centro de Geologia

FACULDADE DE CIÊNCIAS DA UNIVERSIDADE DE LISBOA

Anabela Cruces, Isabel Lopes, Maria Conceição Freitas & César Andrade

Geologia no Verão 2001 – Guia de Excursão 2 a a Setúbal

_

I.

Anabela Cruces1, Isabel Lopes1, Maria Conceição Freitas2, César Andrade2 1 Monitor, Mestre em Geologia Económica e Aplicada

([email protected]; [email protected]) 2 Prof. Auxiliar e Investigador, Departamento e Centro de Geologia da

Universidade de Lisboa ([email protected]; [email protected])

A Geologia no Litoral Parte II:

Da Lagoa de Albufeira a Setúbal

2002

Guia de Excursão

Geologia no Verão

A Geologia no Litoral – Parte II: Da Lagoa de Albufeir______________________________________________________________

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Geologia no Verão 2001 – Guia de Excursão 3 A Geologia no Litoral – Parte II: Da Lagoa de Albufeira a Setúbal

_______________________________________________________________

ÍNDICE INTRODUÇÃO………………………………..…………..…….………………………….... 2

ITINERÁRIO……….…………………………………………………………..………….... 4

PARAGENS……………………………….………..……….………………….……….… 5

LAGOA DE ALBUFEIRA…………………………….………………….…………....…. 5

PRAIA DAS BICAS / PRAIA DO PENEDO………………………….......….. 10

PRAIA DA FOZ…………………….………………………….………………………..…….… 15

NOSSA SENHORA DO CABO (CABO ESPICHEL)…………............……. 16

CASTELO DE SESIMBRA……………………………………………….……………. 20

PEDREIRAS (Recursos Minerais)……………………………………..……….. 23

ARRÁBIDA…………………………………….…………………….….……………. 24

7.1. LITORAL………………….………………………………………………... 24

7.2. SERRA………………….……………………………………………………… 27 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS……….…………..…………………………..…… 30

NOTAS………………………………………………………………………………….…... 32

ANEXOS Anexo I - Tabela Crono-estratigráfica…………………………….………………... 35 Anexo II - Legenda da Carta Geológica de Portugal, folha 38-B (Setúbal) à escala 1:50.000 (IGM, 1994)……..………... 36 Anexo III - Dimensões dos detritos sedimentares………………………... 37


_______________________________________________________________

I. INTRODUÇÃO

A Península de Setúbal é enquadrada por dois grandes estuários: o do Tejo, a Norte, e o do Sado, a Sul (Fig. 1A).

O litoral desta Península evidencia acentuada assimetria morfológica, em virtude dos diferentes regimes de agitação marítima a que está exposto e da natureza e estrutura do substrato rochoso que o suporta.

Na fachada ocidental, o Cabo Raso, a Norte, e o Espichel, a Sul, limitam um arco litoral de grande raio de curvatura formando a enseada Caparica - Espichel, ampla, de contorno plano suave, definida essencialmente em rochas detríticas brandas. O litoral meridional contrasta pelo vigor do relevo da Serra da Arrábida, constituída essencialmente por rochas calcárias fortemente dobradas e pela escassez de praias, que se restringem a pequenas enseadas encastradas na costa alcantilada (ex: Portinho da Arrábida, Figueirinha).

Cerca de dois terços deste troço costeiro (25km) são constituídos por litoral de acumulação (anamórfico) formando uma costa baixa, arenosa e contínua até à Praia das Bicas, enquanto o terço Sul do arco (11km) é rochoso contendo algumas pequenas praias encastradas, constituíndo essencialmente um litoral de erosão (catamórfico).

Do ponto vista geológico e geomorfológico esta Península é formada por duas unidades fundamentais que condicionam a morfologia do litoral: o Sinclinal de Albufeira e a Cadeia da Arrábida (Fig. 1).

A região axial do sinclinal de Albufeira situa-se a Norte da Lagoa de Albufeira sendo o seu flanco norte constituído por uma série detrítica e ocasionalmente carbonatada (sucessão de areolas, siltes e argilas com níveis de calcários margosos) depositada desde o Miocénico até à actualidade, inclinando para Sul e cortada pelo Estuário do Tejo (Fig. 1B). Estas rochas podem ser observadas nos dois terços setentrionais do arco Caparica-Espichel. No flanco Sul afloram camadas mais antigas, do Cretácico à actualidade, formando uma série essencialmente carbonatada e detrítica, inclinando para Norte. Na Cadeia da Arrábida têm maior expressão rochas mais antigas (jurássicas) predominando as litologias carbonatadas e margosas (Fig. 1B). Estas rochas podem ser observadas no terço meridional do arco Caparica Espichel e no litoral Sul da Península de Setúbal.


_______________________________________________________________

Rio TejoLagoa de Albufeira

Cabo Espichel

Cenomaniano e Complexo Vulcânico de Lisboa

Miocénico

Plioquaternário

Dunas

Paleogénico e Miocénico

Cretácico

Jurássico

N S

B 0 10 20 km

Serra da ArrábidaEstuário

do Sado

Lagoa de Albufeira

Estuário

do Tejo

LISBOA

SETÚBAL

Cabo Espichel

N

S

A N

Figura 1 – A – Enquadramento da Península de Setúbal; B - Corte Geológico da Península de Setúbal (adaptado de Andrade, 1989).

Geologia no Verão 2001 – Guia de Excursão 6 A Geologia no Litoral – Parte II: Da Lagoa de Albufeira a Setúbal _______________________________________________________________

II. ITINERÁRIO

1

65

4

3

2

N

0 5 10 15km

7

Figura 2 – Localização das paragens. 1 – Lagoa de Albufeira

2 – Praia das Bicas / Praia do Penedo

3 – Praia da Foz

4 – Nossa Senhora do Cabo (Cabo Espichel)

5 – Castelo de Sesimbra

6 – Pedreiras (Recursos Minerais)

7 – Arrábida


III. PARAGENS

1. LAGOA DE ALBUFEIRA

A laguna de Albufeira situa-se na orla ocidental da Península de Setúbal, no arco litoral Caparica - Espichel, cerca de 20km a sul de Lisboa.

Ocupa uma superfície de 1,3km2 e apresenta uma geometria alongada, com o eixo maior oblíquo relativamente à linha de costa, orientado Sudoeste-Nordeste.

É formada por dois corpos lagunares principais ligados por um canal estreito, sinuoso e pouco profundo: a Lagoa Pequena, mais interior e menos profunda e a Lagoa Grande, com profundidades máximas de cerca de 15m, constituída por dois segmentos elípticos, definidos por cúspides arenosas marginais (Fig. 3).

N

1 km 0

Figura 3 – Laguna de Albufeira (extracto da Carta Militar de Portugal nº. 453, à escala

original: 1:25.000 (IGE, 1993)).

A laguna está separada do oceano por uma barreira, contínua ao longo de

1200m, ancorada por ambas as extremidades a um litoral de arribas talhadas em terrenos plio-quaternários. A barreira é formada por areias grosseiras, remobilizadas e transportadas em permanência pelas ondas do mar. No extremo norte deste cordão estabeleceu-se uma duna frontal embrionária, colonizada por vegetação pioneira.

A laguna ocupa a região vestibular da Ribeira da Apostiça, seu afluente principal. As restantes linhas de água são de menores dimensões e afluem exclusivamente à margem esquerda. A bacia hidrográfica drenante estende-se por


106km2, em formações de natureza litológica diversa que, cronologicamente, se situam entre o Jurássico e o Quaternário.

Com o intuito de melhorar a qualidade do corpo aquoso e controlar a eutrofização, é aberta periodicamente por meios mecânicos uma barra de maré que fecha naturalmente algum tempo depois. Esta intervenção antrópica (que começou pelo menos no século XV), consiste em remover areia do lado interno da barreira e abrir depois uma estreita ligação ao mar; o forte fluxo de descarga, que se gera em baixa-mar devido ao desnível existente entre as cotas dos planos de água lagunar e oceânico, rasga um canal amplo e profundo através do cordão arenoso.

Devido ao tipo de agitação marítima local, existe um fluxo de areias ao longo da praia, dirigido preferencialmente para sul, que é responsável pela reconstrução da barreira quando nela se abre a barra de maré. Esta reconstrução faz-se por acreção na margem norte e erosão na margem sul do canal de maré, o qual meandriza, perde eficiência hidráulica e finalmente é colmatado. A barra tem, pois, um carácter divagante, e funciona durante um período variável, de semanas a meses.

Enquanto a barra se mantém aberta, a maré oceânica propaga-se no interior da laguna, transportando areias a favor da enchente, que se depositam nas vizinhanças da boca da barra sob a forma de leques sedimentares. Os sucessivos episódios de abertura/fecho da barra e a meandrização dos canais promovem a multiplicação, justaposição ou erosão destes leques, produzindo a longo prazo uma morfologia complexa da margem interna da barreira, variável no tempo.

A água lagunar tem características sazonais que reflectem a dualidade barra aberta/barra fechada. A abertura da barra promove a renovação completa da água no interior da laguna que adquire temporariamente características fisico-químicas idênticas às da água oceânica. A coluna de água torna-se homogénea, oxigenada e límpida, com salinidade da ordem de 3,5% (Freitas, 1995). Em situação de barra fechada, os aportes de água doce aumentam a profundidade do corpo aquoso e, devido a diferenças de densidade, gera-se uma coluna de água estratificada, com acumulação de água salgada nas zonas mais profundas e salobra ou doce à superfície (Fig. 4A). O oxigénio dissolvido nas camadas mais profundas é rapidamente consumido, gerando-se anoxia junto ao fundo. Os sedimentos de fundo apresentam uma distribuição marcadamente concêntrica, em que as areias ocupam a faixa periférica e as vasas a área central, mais profunda. Esta organização reflecte o baixo hidrodinamismo do corpo lagunar e a diversidade das fontes sedimentares, marinha e continental. Os sedimentos provenientes do continente perdem os componentes mais grosseiros (areia e cascalho, transportados junto ao fundo) na periferia do espelho de água,


originando pequenas praias lagunares ou deltas fluviais; os componentes mais finos (siltes e argilas, transportados em suspensão) alcançam as regiões mais internas da bacia lagunar (Fig. 4B). Os sedimentos de origem marinha concentram-se preferencialmente no terço poente do corpo lagunar, em estreita associação física e funcional com a barreira e barra de maré.

Os sedimentos de fundo são de natureza essencialmente minerogénica, incorporando quantidades variáveis de matéria orgânica e bioclastos.

A laguna de Albufeira, tal como a conhecemos hoje, representa uma das etapas evolutivas do troço costeiro em que se integra, nos últimos milhares de anos, em resposta às variações ambientais que se fizeram e continuam a fazer sentir.

A. B.

Lagoa Grande

LagoaPequena

3.5%

2.0%

1.0%

(Salinidade)

areias vasosasareias vasas arenosas

vasas

Figura 4 – Laguna de Albufeira: A. Características físico-químicas da coluna de água; B.

Distribuição espacial dos sedimentos de fundo.

Há cerca de 10.000 anos o nível médio do mar localizava-se cerca de 20m

abaixo do actual. Nessa altura a laguna ainda não se teria formado e em seu lugar existia um vale profundo, escavado no substrato que desembocava a mais de 1km de distância do litoral actual (Fig. 5A).

No período de 10.000 a 6.000 BP1 o nível do mar elevou-se rapidamente até perto da cota actual, invadindo a superfície previamente modelada pela rede hidrográfica, formando um litoral de rias (Fig. 5B).


Cerca de 5.000 BP ocorreu uma desacelaração brusca da taxa de elevação do nível do mar que possibilitou a diferenciação e acumulação de uma restinga arenosa e definiu o ambiente lagunar (Fig. 5C).

Desde 5.000 BP até ao presente, a descarga sólida fluvial preencheu os vales que hoje se encontram afogados em sedimento e com fundo plano. O corpo lagunar reduziu a sua extensão e profundidade (Fig. 5D).

A evolução futura da Lagoa de Albufeira será certamente dominada pelos processos de assoreamento que se traduzem pela agradação vertical do fundo do corpo lagunar e pela redução da sua superfície molhada. Os condicionantes desta evolução são de natureza global (elevação do nível médio do mar associada ao efeito de estufa) e de âmbito local, com relevância especial para os de origem antrópica. Dos últimos, destacam-se a intervenção agrícola, a desflorestação, a ocupação urbana da margem terrestre e a (re)abertura frequente da barreira. Colectivamente, estas actividades potenciam a erosão dos solos e a captura de areias do litoral exterior, aumentando a taxa de sedimentação local.

__________________________________________________________________________ 1 BP – Before Present – antes do presente; por convenção o presente corresponde a 1950.

Geologia no Verão 2001 – Guia de Excursão A Geologia no Litoral – Parte II: Da Lagoa de Albufeira a Setúbal______________________________________________________________

6 000 BP

11

_

A.

B.

5 000 BP

C.

D.

Figura 5 – Evolução da laguna de Albufeira nos últimos 10.000 anos.


2. PRAIA DAS BICAS / PRAIA DO PENEDO

Esta praia, situada na metade sul do arco Caparica – Espichel (Fig. 6A) tem características de alta energia, testemunhada pelos sedimentos arenosos grosseiros e perfil reflectivo, comprovado pelo declive acentuado da face de praia e persistência de lobos de praia escalonados em altura.

Aqui podem observar-se vestígios de níveis de praia e duna antigos (do Quaternário), consolidados, constituídos por areias médias a grosseiras contendo vestígios de conchas, cuja dissolução parcial forneceu o calcário necessário à cimentação posterior dos grãos. Estes testemunhos aparecem não só in situ, constituindo afloramentos na praia, como também sob a forma de blocos soltos, transportados pelas ondas e provenientes de maiores profundidades (Freitas & Andrade, 2001, comunicação oral).

B NA N

Figura 6 – Localização das Praias das Bicas e Penedo. A- excerto da Carta Militar de Portugal

nº 464, à escala 1:25.000 (IGE, 1994); B- excerto da Carta Geológica de Portugal (ver

legenda em anexo), Folha 38-B (Setúbal) (IGM, 1994) à escala original 1:50.000 ampliada

para 1:25.000.


A sequência geológica a que temos acesso nas arribas deste local descreve-se, em seguida, do topo para a base (Fig. 6B e 7): QUATERNÁRIO

Depósitos de dunas, de pequena espessura, constituídos por areias soltas de grão médio (ex: os "Medos do Penedo") e depósitos de praia e duna consolidados, mais antigos.

Figura 7 – Coluna litológica de Penedo Norte (Antunes et al., 1996 in: Manuppella et al.,

1999).


PLIOCÉNICO Os depósitos pliocénicos resultam da actividade de um vasto sistema fluvial

que se instalou nesta região, ravinando os terrenos miocénicos. Os fundos dos antigos canais fluviais encontram-se revestidos por leitos de calhaus muito rolados de diferentes litologias, aos quais se sobrepõem areias finas, que testemunham perda de capacidade de transporte, abandono ou divagação do canal. Seguem-se camadas areníticas, turfosas, finalmente cobertas por nível de argilas cinzentas a negras com restos de vegetais (Romariz & Carvalho, 1961; Manuppella et al., 1999), que representam os depósitos de cheia deste sistema fluvial quando o rio galgava o seu leito de estio e inundava as planícies aluviais adjacentes.

MIOCÉNICO

As formações miocénicas da Praia do Penedo têm cerca de 35 m de espessura e são constituídas por rochas margosas, calcárias, arenosas e argilosas, de cor cinzento esverdeado. Em alguns níveis a presença de macrofósseis é abundante e diversificada, tendo sido identificados por Romariz & Carvalho (1961) exemplares de bivalves (Pecten, Venus, Ostreia, Cardium e Glycimeris), gastrópodes (Conus e Turritella), equinodermes (Clypeaster, Conoclypeus e Schizaster), crustáceos (Callianassa, Calappa e Neptunus), hexacoraliários, dentes de peixe, vértebras de delfinídeos, entre outros (Fig. 8).

Estes fósseis indicam que a deposição destes sedimentos ocorreu em ambiente francamente marinho, embora de pequena profundidade. Nestas camadas, ocorrem níveis glauconíticos2, que identificam episódios particulares da sedimentação. Efectivamente, segundo Odin & Matter (1981 in: Freitas et al., 1993), o processo de glauconitização ocorre na interface água-sedimento, se as condições se mantiverem favoráveis: taxas de sedimentação baixas, microambiente semi-confinado com pH levemente alcalino (entre 7 e 8), existência de percentagens suficientes de matéria orgânica para garantir ambiente redutor, e concentração elevada dos elementos químicos necessários (por exemplo, ferro, alumínio e potássio).

_________________________________________________________________ 2 O termo Glauconite é muitas vezes utilizado para designar minerais de cor verde

encontrados maioritariamente em sedimentos marinhos. No entanto, a Glauconite é uma mica

di-octaédrica, rica em ferro. Deste modo para evitar incorrecções deve utilizar-se o termo

Glaucónia para designar grãos verdes, exprimindo fundamentalmente critérios de morfologia

e côr, sem conotação mineralógica restrita (Freitas et al., 1993).

Geologia no Verão 2001 – Guia deA Geologia no Litoral – Parte II: Da Lagoa de Albufeir______________________________________________________________

Excursão 15 a a Setúbal

_

Glycimeris

PectOstr

Con Turrite

Clypeas

Figura 8 – Exemplos de macrofósseis observáveis na Praia do Penedo (extraídos de

Departamento de Geologia, 1993/94 e de Hamilton et al., 1993).


No troço litoral entre a Praia das Bicas e a Praia do Penedo observam-se processos distintos de erosão das arribas:

• erosão hídrica - processa-se através do entalhe, aprofundamento e alargamento de regueiros e abarrancamentos produzidos pelas chuvas e escoamento superficial, conferindo à face de arriba um aspecto acanelado;

• acção directa da actividade das ondas - em épocas de tempestade, quando as ondas atingem a base da arriba, produzindo uma "sapa" que contribui para instabilizar a vertente;

• escorregamentos e/ou queda de blocos - processos de colapso do maciço rochoso, descontínuos no tempo e localizados no espaço, mas frequentes, sendo a queda de blocos um processo exclusivo das arribas talhadas em sedimentos miocénicos.

O abarrancamento e os escorregamentos das areias pliocénicas são os principais responsáveis pelo encaminhando de importante volume de sedimentos em direcção à praia, depositando-os sob a forma de cones de dejecção ou de amontoados de blocos no sopé da arriba, que posteriormente são remobilizados pela acção das ondas. No entanto o material proveniente do Miocénico não é um contribuinte tão importante para a alimentação da praia, visto que os blocos resultantes da erosão apresentam ainda elevada dimensão e resistência, sendo a velocidade de desagregação pelas ondas, de uma forma geral lenta.

Neste sector regista-se uma elevada taxa de recúo da arriba, que alcança cerca de 1m/ano um pouco mais a Norte, na Praia do Meco (Sobreira & Marques, 1994).

Importa realçar ainda que aqui se perde a continuidade da praia arenosa, dando lugar para Sul a uma plataforma de abrasão rochosa; as poucas praias de areia passam a encontrar-se exclusivamente em baías abrigadas e bem encaixadas em recortes da arriba (por exemplo as Praias da Foz e dos Lagosteiros).


_

______________________________________________________________3. PRAIA DA FOZ

A foz da ribeira que desagua nesta praia instalou-se no contacto entre o Miocénico e o Cretácico (Fig. 9), talhando o seu leito em calcários que exibem formas de erosão peculiares resultantes de processos químicos e mecânicos, das quais se destacam as "marmitas" e as "figuras de arraste".

N

N

A B

Figura 9 – Localização da Praia da Foz. A- excerto da Carta Militar de Portugal nº 464, à

escala 1:25.000 (IGE, 1994); B- excerto da Carta Geológica de Portugal (ver legenda em

anexo), Folha 38-B (Setúbal) (IGM, 1994) à escala original 1:50.000 ampliada para 1:25.000.

Nas arribas desta praia encontra-se uma sequência geológica composta essencialmente por depósitos datados do Miocénico. Estes, são compostos por calcarenitos e margas de cores alaranjadas e amareladas, com fósseis, dos quais se destacam, na macrofauna, turritelas e ostras (Manuppella et al., 1999). Estes sedimentos assentam sobre rochas margo-carbonatadas da "Formação da Galé" do Cretácico (Albiano). São calcários argilosos e gresosos amarelos, bioclásticos, e margas verdes, destacando-se de entre os fósseis, ostreídeos e orbitolinas (Foraminíferos).

Esta praia encontra-se confinada a uma pequena reentrância, esculpida em rochas de dureza diferente (Teixeira, 1990), que permitiram a preservação de um pequeno promontório a Norte. Esta forma abriga a baía da agitação proveniente de Noroeste, e induz difracção das ondas e conduz à dispersão de energia na baía, possibilitando a deposição de uma delgada película arenosa que assenta sobre substrato rochoso.

Neste local observa-se a passagem da praia para uma plataforma de abrasão talhada em rochas carbonatadas do Cretácico. Nesta, realça-se a presença de dois níveis de erosão distintos: lapiás costeiro e carso subaéreo.


4. NOSSA SENHORA DO CABO (CABO ESPICHEL)

O litoral desta região é talhado em rochas essencialmente carbonatadas (calcários e margas), cretácicas e jurássicas (Fig. 10), constituindo um litoral de natureza erosiva (catamórfico), cujo vigor e modelado dependem menos da acção directa do mar e mais da tectónica e dos processos de erosão hídrica. No entanto, é ocasionalmente interrompido por pequenas reentrâncias propícias à acumulação de sedimentos, onde se formam pequenas praias como por exemplo a Praia dos Lagosteiros e Praia do Cavalo. Como se pode observar na Praia dos Lagosteiros (Fig. 11A) os depósitos de praia, constituídos essencialmente por elementos detríticos de granularidade muito grosseira (balastros – ver Anexo III) testemunham o elevado hidrodinamismo desta baía e a escassez de areias na área abastecedora.

B

N

A

N

Figura 10 – Localização dc Cabo Espichel. A- excerto da Carta Militar de Portugal nº 464, à

escala original 1:25.000 (IGE, 1994), reduzida para 1:50.000; B- excerto da Carta Geológica

de Portugal (ver legenda em anexo), Folha 38-B (Setúbal) (IGM, 1994) à escala 1:50.000.

Na Praia dos Lagosteiros (Fig. 10B) observa-se o contacto entre o Cretácico e

o Jurássico, constituídos por litologias predominantemente carbonatadas. Entre esta praia e o Cabo Espichel encontram-se testemunhos da presença de dinossáurios (Fig. 11).

Embora as pegadas deixadas por estes animais se observem hoje em camadas rochosas rijas, inclinadas, importa realçar que estas marcas foram impressas quando aqueles sedimentos eram vasa moles, que se depositaram em lagunas ou charcas salobras e pouco profundas na faixa litoral jurássica e cretácica. Após a sua deposição e soterramento por sedimentos mais jovens, as camadas assim formadas e inicialmente depositadas em estratos horizontais, sofreram processos de litificação que as transformaram nos calcários e margas observáveis hoje. Finalmente a actividade tectónica associada ao levantamento da

Geologia no Verão 2001 – Guia de Excursão A Geologia no Litoral – Parte II: Da Lagoa de Albufeira a Setúbal ______________________________________________________________

19

_

S A

Cabo Espichel

Praia dos Lagosteiros Local deorigem do bloco

Pista 3

Predomínio da impressão da pata dianteira

Pista 5

Camada sobrejacente

Pista 1

réplica

Bloco caído Pista 4

Pista 2

B Linha de maré baixa

Figura 11 – A – Vista da Praia dos Lagosteiros e da arriba sob a Ermida da Memória onde seencontram pistas de dinossáurios (foto de A.Cruces); B – Representação esquemática das pistasde dinossáurios (saurópodes) (adaptado de Meyer et al., 1994).


Cadeia da Arrábida, dobrou, fracturou e/ou basculou estas camadas, expondo-as à erosão, que modelou a paisagem actual e expôs, uma vez mais na faixa litoral, estes fósseis.

As pistas do Cabo Espichel correspondem a pelo menos três tipos de dinossáurios: 1- terópodes (Fig. 12A), nas camadas da Praia do Cavalo (Dantas et al., 1994); 2- ornitópodes (Fig. 12B), nas camadas a Norte da Praia dos Lagosteiros e 3- saurópodes (Fig. 12C), nas camadas da Praia dos Lagosteiros (Fig. 11) (Lockley et al., 1994; Meyer et al., 1994).

Os trilhos de saurópodes observáveis na Figura 11 e que podem sugerir movimento para o topo da arriba, originaram a lenda de "Nossa Senhora da Mua", retratada em painel de azulejos na capela de Nossa Senhora do Cabo no qual se observa uma "MUA" (mula), que terá transportado Nossa Senhora e o Menino, da praia até ao planalto (www.sesimbra.com).

Na região do Cabo Espichel observa-se uma extensa plataforma culminante, de grande continuidade e perfeição, que se estende desde o referido cabo, com cotas a cerca de 150m, até às proximidades de Sesimbra, atingindo a altitude de 200-220m. Esta superfície de aplanação, que trunca formações jurássicas predominantemente calcárias e fortemente deformadas, parece corresponder a uma superfície de abrasão marinha, pela sua grande regularidade, proximidade ao mar e presença de raros seixos rolados à superfície (Cabral, 1995).


21

_

A B

C

Figura 12 – Exemplos de Dinossaúrios presentes na região do Cabo Espichel e respectivasimpressões. A – terópode (in: Madeira & Dias, 1983); B – ornitópode (in: Madeira & Dias,1983); C – saurópode (in: Lockley et al., 1994). (Esquemas de pistas retirados de folhetoGeologia no Verão 2001 – “Pegadas de Dinossáurios no Barlavento Algarvio”).


5. CASTELO DE SESIMBRA

A zona costeira meridional da Península de Setúbal integra o litoral rochoso da Arrábida, com vertentes muito inclinadas que culminam a altitudes superiores a 100m e aumentam de altura para leste do Cabo Espichel, atingindo-se o ponto mais elevado no Píncaro (380m), na Serra do Risco.

A dinâmica litoral da fachada meridional da Península de Setúbal é substancialmente diferente da observada no litoral ocidental. Este troço encontra-se sob o efeito de abrigo proporcionado pelo Cabo Espichel, que funciona como um "filtro", abrigando-o da acção directa da agitação marítima com rumo para Norte do Oeste, que predomina ao longo de toda a costa ocidental portuguesa. No entanto, encontra-se completamente exposto à ondulação com rumos para Sul do Oeste.

De um modo geral, ao longo da costa da Arrábida, a agitação marítima é fraca durante todo o ano, com excepção de alguns dias de temporais de Sudoeste, comuns no Inverno. As poucas praias de areia correspondem a enseadas recortadas no litoral alcantilado (ex: Sesimbra e Portinho da Arrábida) e correspondem a um delgado revestimento de areia sobre o substrato rochoso.

"A circulação sedimentar nas praias da Costa da Arrábida processa-se essencialmente no sentido transversal. A corrente de deriva litoral é incapaz de transporte eficaz, uma vez que os sedimentos são retidos nas constantes irregularidades desta costa. A variação textural das praias de enseada depende, portanto, do leque dimensional disponível na praia submarina." (Teixeira, 1990).

A configuração da enseada de Sesimbra induz, em condições naturais, para além do transporte transversal de sedimentos (Fig. 13A – seta a vermelho), que favorece as trocas entre a praia submarina e a praia emersa, transporte longitudinal num circuito fechado em sentido anti-horário (Fig. 13A – seta azul a tracejado). No entanto, a construção (e extensão) dos molhes de protecção ao porto de abrigo de Sesimbra, cortou a continuidade deste circuito (Fig. 13A – seta azul a cheio), favorecendo a acumulação de areias na região ocidental da enseada (assoreando o porto) e a erosão das praias orientais (Praia da Califórnia). As condições de navegabilidade do porto mantêm-se, actualmente, à custa de dragagens.

A região de Sesimbra, vulgarmente conhecida por "depressão de Sesimbra" (Fig. 13), contrasta do ponto de vista morfológico com os relevos que a envolvem (Serra dos Pinheirinhos, Serra de Ares e Serra do Risco), devido à estrutura geológica complexa que a constitui. Esta depressão é controlada por um sinclinal dissimétrico, em cujo eixo afloram rochas cretácicas de natureza essencialmente arenítica (Fig. 14). No bordo Oeste deste sinclinal, as colinas do Castelo e da



23

_

23

_

A

N

2

1

B

N

Figura 13 - Enseada de Sesimbra. A- excerto da Carta Militar de Portugal nº 464, à escala original

1:25.000 (IGE, 1994), reduzida para 1:50.000: 1- Castelo de Sesimbra; 2- Antiga exploração de

Gesso; B- excerto da Carta Geológica de Portugal (ver legenda em anexo), Folha 38-B (Setúbal)

(IGM, 1994) à escala 1:50.000.


Forca, apresentam-se elevadas devido à natureza mais resistente do substrato que as constitui, essencialmente carbonatado.

Limitando o sinclinal ocorrem afloramentos das formações margosas e evaporíticas do Hetangiano (Jurássico inferior). Estas rochas, extremamente plásticas e de natureza mais branda, favoreceram o processo erosivo, conduzindo ao desenvolvimento de vales. As rochas evaporíticas desta formação têm uma componente gipsífera importante tendo sido alvo de actividades extractivas (ver paragem 6).

sinclinal dissimétrico 0 1 km

SE/SW NENW

m

- 1000

- 500

500

0

Figura 14 – Corte geológico da "depressão de Sesimbra". Excerto do perfil A-B/C-D da Carta

Geológica de Portugal (ver legenda em anexo), Folha 38-B (Setúbal) (IGM, 1994) à escala

1:50.000.


6. PEDREIRAS (Recursos Minerais)

O aproveitamento económico dos recursos minerais desta região foi reduzido ao longo dos tempos históricos, com excepção do Ouro, existindo relatos da sua exploração por romanos e árabes.

No final do século XIX explorou-se gesso na região de Sesimbra, sendo ainda hoje observáveis os taludes de escavação provocados por esta actividade, actualmente abandonada. No local visitado (Fig. 13A) encontram-se argilitos e margas argilosas com gesso, de cor avermelhada e acastanhada, ocorrendo este mineral disperso na massa argilosa ou em palhetas, placas fibrosas e agragados granulares (Sobreira, 1995). As massas de gesso incluem frequentemente cristais de quartzo bipiramidados (Fig. 15) (Teixeira & Gonçalves, 1980).

Figura 15 – Forma cristalina de um quartzo bipiramidal

(retirado de Klein & Hurlbut, 1993).

Após as décadas de sessenta/setenta iniciaram-se e intensificaram-se as actividades extractivas de rochas calcárias para material de construção (Sobreira, 1995) (brita e cantaria) e fabrico de cimento, dando lugar à multiplicação de pedreiras, com inevitáveis impactos ambientais.


7. ARRÁBIDA 7.1 LITORAL

A praia do Portinho da Arrábida (Fig. 16) encontra-se embutida numa

pequena reentrância, cuja localização e orientação lhe conferem particularidades perante as características da agitação marítima local.

De facto, mesmo quando sujeita a ondulação com rumos para Sul do Oeste (situação para a qual o litoral meridional da Península de Setúbal se encontra mais exposto), esta praia caracteriza-se por uma grande dispersão da energia da ondulação. Conjuntamente, a presença de uma extensa plataforma submarina que se expraia por uma extensão superior a 10km, e onde a batimetria não ultrapassa em norma os 5m (Fig. 17), concorre para absorver grande parte da energia das ondas durante a rebentação. Deste modo, todas as condições naturais se conjugaram para a formação de uma praia excepcionamente estável (Teixeira, 1990).

BA

N N

Miradouro 1

Figura 16 - Localização da Praia do Portinho da Arrábida. A- excerto da Carta Militar de

Portugal nº 465, à escala original 1:25.000 (IGE, 1994), reduzida para 1:50.000; B- excerto

da Carta Geológica de Portugal (ver legenda em anexo), Folha 38-B (Setúbal) (IGM, 1994) à

escala 1:50.000.

Uma particularidade desta praia reside na "Pedra da Anixa" (Fig. 18), um

afloramento de rochas miocénicas com estratificação subvertical, constituindo uma evidência da primeira fase de deformação bética (assim desinada por ser comtemporânea dos movimentos tectónicos que originaram as montanhas Béticas situadas no Sudoeste da Península Ibérica) da cadeia da Arrábida.

Embora nesta praia se registe o ambiente de menor hidrodinamismo das praias do litoral ocidental e meridional da Península de Setúbal, as suas areias apresentam dimensões idênticas às encontradas nas praias mais energéticas do

Geologia no Verão 2001 – Guia deA Geologia no Litoral – Parte II: Da Lagoa de Albufei______________________________________________________________

Excursão 27 ra a Setúbal

_

Setúbal Tróia

Setenave

Delta submarino

Estuário do Sado

Portinho da Arrábida

Sol-Tróia

Figura 17 – Imagem de satélite da foz do Rio Sado (LANDSAT 5 TM 1994. EURIMAGE).

0

100

100200

m

Anixa

NW SE

Plistocénico e Pliocénico

Miocénico médio

Miocénico inferior

Oligocénico e Eocénico provável

Cretácico inferior

Jurássico superior (Malm)

Jurássico médio (Dogger)

Figura 18 – Corte Geológico da região da praia do Portinho da Arrábida enquadrando o

afloramento da Pedra da Anixa (adaptado de Ribeiro et al., 1979).


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

O Estuário do Sado constitui o limite Sudeste da Península de Setúbal. Este estuário ocupa uma área aproximada de 13.500 ha, formando uma Zona Húmida de elevado valor económico e paisagístico, incluída da Reserva Natural do Estuário do Sado (R.N.E.S.).

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

Já no estuário exterior o canal de navegação da Barra de Setúbal, corta um extenso banco arenoso de forma triangular, com pouca profundidade, que constitui o Delta Submarino do Sado. A Norte deste canal observam-se os alinhamentos arenosos de Alpertucho e da Figueirinha, constituindo este último uma barra marginal do canal de escoamento. O análogo na margem Sul é o bordo Oeste do banco do Cambalhão que enraiza na Península de Tróia por alturas da praia do empreendimanto Sol-Tróia (Fig. 17). A Península de Tróia, responsável pelo confinamento Oeste do Estuário do rio Sado, é uma extensa restinga arenosa, enraizada sensivelemnte à latitude do Carvalhal e cujo crescimento para Norte obriga à defecção da foz da ribeira da Comporta, criando condições próprias à deposição de sedimentos lodosos onde se pratica a cultura do arroz.

O arco litoral Tróia-Sines apresenta características geomorfológicas e fisiográficas típicas de "praias de enseada", análogas às registadas no arco Caparica-Espichel. O efeito de abrigo à parte Norte do arco, é conferido pelo maciço da Arrábida, que desloca o Cabo Espichel para Oeste do alinhamento definido pela restinga de Tróia. A área de divergência da deriva litoral residual neste arco é variável no tempo, situando-se em média nas proximidades da Galé -Aberta Nova.


7.2 SERRA

O Portinho da Arrábida posiciona-se a Sudeste do relevo mais imponente da Península de Setúbal – a Serra da Arrábida3 – que atinge no seu ponto mais elevado, 501m de altitude (Formosinho). Este relevo alonga-se por cerca de 10km com orientação geral Nordeste-Sudoeste.

A Serra da Arrábida tem uma estrutura complexa; é formada por um anticlinal assimétrico com vergência para Sul (Fig. 19). No flanco Norte desta estrutura afloram todas as unidades compreendidas entre o Liássico (Jurássico inferior) e o Miocénico, aumentando a inclinação das camadas à medida que se caminha para Sul, e diminuindo novamente na zona de charneira do anticlinal do Formosinho (Kullberg & Kullberg, 1996). Neste flanco podem observar-se rochas de natureza variada: dolomitos, calcários, margas, argilas, arenitos, conglomerados e areias.

Figura 19 – Anticlinal do Formosinho (Serra da Arrábida) (retirado de Kullberg & Kullberg,

1996) (ver legenda no Anexo II).

A vertente Sul da Serra da Arrábida, muito abrupta, é constituída pelos Dolomitos do Convento (Jurássico inferior a médio). O traçado desta vertente, é determinado pelo grande cavalgamento basal que afecta, o Miocénico do Portinho da Arrábida a leste, e se prolonga para Oeste pelo vale da Mata do Solitário. É

___________________________________________________________________________ 3 A Serra da Arrábida resulta de importantes movimentos tectónicos que ocorrem desde o

Miocénico até à actualidade.


esta imponente escarpa litoral que confere à Serra da Arrábida a sua inconfundível originalidade, onde se podem observar formas de erosão marinha e sub aérea; da primeira destacam-se as arribas litorais e as rechãs; da segunda, destacam-se as cornijas e respectivos depósitos coluviais (Manuppella et al., 1999).

A Serra de São Luis é outro dos importantes relevos da região da Península de Setúbal, embora de dimensões mais reduzidas (2km de comprimento e 392m de altitude). A estrutura geológica é semelhante à observada na Serra da Arrábida, correspondendo também a um anticlinal assimétrico, cavalgante para Sul, cujo núcleo é constituido por dolomitos (Jurássico inferior a médio) e pelos Calcários de Pedreiras (Jurássico médio) (Fig. 20).

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

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


31

_

NNW SSE / N S

0 1

Figura 20 – Corte Geológico dos relevos a Nordeste da Serra da Arrábida (Serra do Louro e

Serra de São Luis) (retirado de Carta Geológica de Portugal, folha 38-B Setúbal) à escala

1:50.000 (IGM, 1994).


IV. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Andrade, C. (1989) – Guia de excursões - Litoral da Península de Setúbal in

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IMAGEM DA CAPA: LANDSAT 5 TM 1994. EURIMAGE.


NOTAS


ANEXO I - Tabela Crono-estratigráfica


_______________________________________________________________

ANEXO II – Legenda da Carta Geológica, folha 38-B (Setúbal), escala: 1:50.000 (I.G.M., 1994)


_______________________________________________________________

ANEXO III - Dimensões dos detritos sedimentares (adaptado de Friedman & Sanders, 1978).


_______________________________________________________________

geologia no litoral - ii da lagoa de albufeira a setúbal

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