A Geologia no Litoral Parte II: Da PRAIA das Bicas a Setúbal Cruces SETEMBRO 2006 Geologia no Verão Guia de Excursão A Geologia no Litoral Parte II: Da Praia das Bicas a Setúbal

Geologia no Verão

Guia de Excursão

A Geologia no Litoral Parte II:

Da PRAIA das Bicas a Setúbal

Anabela Cruces, Isabel Lopes,

Maria Conceição Freitas & César Andrade

2006

Departamento de Geologia Centro de Geologia

Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa

SETEMBRO 2006

Geologia no Verão

Guia de Excursão

A Geologia no Litoral Parte II:

Da Praia das Bicas a Setúbal

2006

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])

APOIOS:

Departamento de Geologia

Centro de Geologia

Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa

Geologia no Verão 2006 – Guia de Excursão A Geologia no Litoral – Parte II: Da Praia das Bicas a Setúbal

1

ÍNDICE

I. ITINERÁRIO……….……………………………………………………………………..………….............. 2

II. INTRODUÇÃO………………………………………..…………..…….…………………………............... 2

III. PARAGENS……………………………….……………………..……….………………….………............ 4

1. PRAIA DAS BICAS / PRAIA DO PENEDO…………………………..…............................................ 4

2. PRAIA DA FOZ…………………….………………………….………………………..…............…... 8

3. NOSSA SENHORA DO CABO (CABO ESPICHEL)…………..…….................................................. 9

4. CASTELO DE SESIMBRA………………………………………………….……………....................... 13

5. PEDREIRAS (Recursos Minerais)……………………………………..………................................. 16

6. ARRÁBIDA…………………………………….…………………….….…………………………........ 17

7.1. LITORAL………………….………………………………………………………......................... 17

7.2. SERRA………………….………………………………………………………………................. 20 IV. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS……….…………..…………………………..……................................. 22

NOTAS………………………………………………………………………………………………………….…....... 24

ANEXOS Anexo I - Tabela Crono-estratigráfica…………………………….………………................................................. 25 Anexo II - Dimensões dos detritos sedimentares........……..……….................................................................... 25 Anexo III - Legenda da Carta Geológica de Portugal,

folha 38-B (Setúbal) à escala 1:50.000 (IGM, 1994)........………………………................................... 26


2

I. ITINERÁRIO

1 – Praia das Bicas / Praia do Penedo

2 – Praia da Foz

3 – Nossa Senhora do Cabo (Cabo Espichel)

4 – Castelo de Sesimbra

5 – Pedreiras (Recursos Minerais)

6 – Arrábida

Figura 1 – Localização das paragens. II. INTRODUÇÃO

O troço litoral objecto desta excursão, compreendido entre a Praia das Bicas e Setúbal, localiza-se na zona Sul da Península de Setúbal, que é enquadrada por dois grandes estuários: o do Tejo, a Norte, e o do Sado, a Sul (Fig. 2A).

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.

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

6

0 5 10 15km

N

1

233

4 5


3

do arco (11km) é rochoso contendo algumas pequenas praias encastradas, constituíndo essencialmente um litoral de erosão (catamórfico).

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).

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. 2).

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. 2B). 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. 2B). Estas rochas podem ser observadas no terço meridional do arco Caparica Espichel e no litoral Sul da Península de Setúbal. Figura 2 – A – Enquadramento da Península de Setúbal; B - Corte Geológico da Península de Setúbal (adaptado de Andrade, 1989).

Cenomaniano e Complexo Vulcânico de Lisboa

Miocénico

Plioquaternário

Dunas

Paleogénico e Miocénico

Cretácico

Jurássico

0 10 20 km

Serra da Arrábida Estuário do Sado

Lagoa de Albufeira

Estuáriodo

Tejo

LISBOA

SETÚBAL

Cabo Espichel

N

S

AN

Rio TejoLagoa de Albufeira

Cabo Espichel

N SB


Miocénico

Plioquaternário

Dunas


Cretácico

Jurássico


MiocénicoMiocénico

PlioquaternárioPlioquaternário

DunasDunas


CretácicoCretácico

JurássicoJurássico

0 10 20 km


Lagoa de Albufeira

Estuáriodo

Tejo

LISBOA

SETÚBAL

Cabo Espichel

N

S

AN

0 10 20 km0 10 20 km


Lagoa de Albufeira

Estuáriodo

Tejo

LISBOA

SETÚBAL

Cabo Espichel

N

S

AAN

Rio TejoLagoa de Albufeira

Cabo Espichel

N SBRio Tejo

Lagoa de Albufeira

Cabo Espichel

N SRio Tejo

Lagoa de Albufeira

Cabo Espichel

N SBB


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III. PARAGENS

1. PRAIA DAS BICAS / PRAIA DO PENEDO

Esta praia, situada na metade sul do arco Caparica – Espichel (Fig. 3A) 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).

Figura 3 – 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 - Anexo III), 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. 3B e 4): 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.

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

N

A N B


5

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. 5).

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).

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.

______________________________________________________________________________________________ 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).


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Figura 4 – Coluna litológica de Penedo Norte (Antunes et al., 1996 in: Manuppella et al., 1999).

Figura 5 – Exemplos de macrofósseis observáveis na Praia do Penedo (extraídos de Departamento de Geologia, 1993/94 e de Hamilton et al., 1993).

Clypeaster

Conus

Turritella

Ostrea Pecten

Glycimeris

Clypeaster

Conus

Turritella

Ostrea Pecten

Glycimeris

Clypeaster

Conus

Turritella

Ostrea Pecten

Glycimeris


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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).


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2. PRAIA DA FOZ

A foz da ribeira que desagua nesta praia instalou-se no contacto entre o Miocénico e o Cretácico (Fig. 6), talhando o seu leito em calcários do Cretácico, que exibem formas de erosão peculiares resultantes de processos químicos e mecânicos, das quais se destacam as "marmitas" e as "figuras de arraste".

Figura 6 – 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 – Anexo III), Folha 38-B (Setúbal) (IGM, 1994) à escala original 1:50.000 ampliada para 1:25.000.

Neste local, as litologias do Cretácico pertencem à "Formação da Galé" sendo compostas essencialmente por rochas margo-carbonatadas: calcários argilosos e gresosos amarelos, bioclásticos, e margas verdes, destacando-se de entre os fósseis, ostreídeos e orbitolinas (Foraminíferos). As litologias miocénicas constituem depósitos compostas essencialmente por calcarenitos e margas de cores alaranjadas e amareladas, com fósseis, dos quais se destacam, na macrofauna, turritelas e ostras (Manuppella et al., 1999). No contacto entre estas formações existe lacuna estratigráfica de cerca de 74 M.a.. Esta, resulta de, no final do Cretácico, ter ocorrido um levantamento de origem tectónica da região Sul da Estremadura. Em consequência, as formações expostos, do Cretácico, ficaram sujeitas aos processos erosivos, formando-se morfologias cársicas. Posteriormente, durante os eventos transgressivos do Miocénico, toda esta região fica imersa, sendo coberta por sedimentos de origem marinha. Parte desta sequência é observável nas arribas desta praia.

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.

N

A

N

B


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3. NOSSA SENHORA DO CABO (CABO ESPICHEL)

O litoral desta região é talhado em rochas essencialmente carbonatadas (calcários e margas), cretácicas e jurássicas (Fig. 7), 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. 8A) os depósitos de praia, constituídos essencialmente por elementos detríticos de granularidade muito grosseira (balastros – ver Anexo II) testemunham o elevado hidrodinamismo desta baía e a escassez de areias na área abastecedora.

Figura 7 – 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 – Anexo III), Folha 38-B (Setúbal) (IGM, 1994) à escala 1:50.000.

Na Praia dos Lagosteiros (Fig. 7B) 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. 8). 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 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. 9A), nas camadas da Praia do Cavalo (Dantas et al., 1994); 2- ornitópodes (Fig. 9B), nas camadas a Norte da Praia dos Lagosteiros e 3- saurópodes (Fig. 9C), nas camadas da Praia dos Lagosteiros (Fig. 8) (Lockley et al., 1994; Meyer et al., 1994).

Os trilhos de saurópodes observáveis na Figura 8 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

N

A

N

B


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Figura 8 – A – Vista da Praia dos Lagosteiros e da arriba sob a Ermida da Memória onde se encontram pistas de dinossáurios (foto de A.Cruces); B – Representação esquemática das pistas de dinossáurios (saurópodes) (adaptado de Meyer et al., 1994).

A S

Pista 3

Cabo Espichel Praia dos Lagosteiros

Bloco caído Pista 4

Camada sobrejacente

réplica

Pista 2

Linha de maré baixa

Pista 1

Predomínio da impressão da pata dianteira

Pista 5

Local de origem do bloco

B


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Figura 9 – Exemplos de Dinossaúrios presentes na região do Cabo Espichel e respectivas impressões. A – terópode (in: Madeira & Dias, 1983); B – ornitópode (in: Madeira & Dias, 1983); C – saurópode (in: Lockley et al., 1994). (Esquemas de pistas retirados de folheto Geologia no Verão 2001 – “Pegadas de Dinossáurios no Barlavento Algarvio”).

A B

C


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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).


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4. 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 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).


14

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 - Anexo III), Folha 38-B (Setúbal) (IGM, 1994) à escala 1:50.000.

N

B

1

N

A

2


15

Figura 14 – Corte geológico da "depressão de Sesimbra". Excerto do perfil A-B/C-D da Carta Geológica de Portugal (ver legenda – Anexo III), Folha 38-B (Setúbal) (IGM, 1994) à escala 1:50.000.

0

500

- 500

- 1000

m

NW NE SE/SW

0 1 km sinclinal dissimétrico


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5. 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.


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6. ARRÁBIDA

6.1 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).

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 – Anexo III), 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 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).

Miradouro 1

N

N

A B


18

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.

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

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).

Setúbal

Portinho da Arrábida

Tróia

Estuário do Sado Delta

submarino

Setenave

Sol-Tróia

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)


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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.


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6.2 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.

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 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 ________________________________________________________________________________________________ 3 A Serra da Arrábida resulta de importantes movimentos tectónicos que ocorrem desde o Miocénico até à actualidade.


21

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.

Figura 19 – Anticlinal do Formosinho (Serra da Arrábida) (retirado de Kullberg & Kullberg, 1996) (ver legenda - Anexo III).

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) (ver legenda - Anexo III).

NNW S SSE / N

0 1 km


22

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

de Geologia Aplicada e do Ambiente, Departamento de Geologia da F. C. U. L.. pp. 1E – 16E. Lisboa. Carvalho, A.M. Galopim de (1994) – Dinossáurios e a batalha de Careque. Editorial Notícias. Lisboa, 291 p. Cabral, J. (1995) – Neotectónica em Portugal continental. Memórias do Instituto Geológico e Mineiro, Memória 31.

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de Estratigrafia e Sedimentologia, Cadeira de Paleontologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa.

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Manuppella, G.; Antunes, M.T.; Pais, J.; Ramalho, M.M. & Rey, J. (1999) – Notícia explicativa da Folha 38-B (Setúbal) – Carta Geológica de Portugal à escala 1:50.000. Instituto Geológico e Mineiro, Departamento de Geologia, Lisboa, 143 p.

Meyer, C.A.; Lockley, M.G.; Robinson, J.W. & Santos, V.F. (1994) – A comparison of well preserved sauropod tracks from the late Jurassic of Portugal and the western United States: Evidence and Implications. Gaia nº 10, Dezembro. Museu Nacional de História Natural. Lisboa, pp. 57-64.

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Ribeiro, A.; Antunes, M. T.; Ferreira, M.P.; Rocha, R.B.; Soares, A.F.; Zbyszewsky, G.; Moitinho de Almeida, F.; Carvalho, D. & Monteiro, J.H. (1979) - Introduction à la geologie générale du Portugal. Serviços Geológicos de Portugal. Lisboa, 114 p.


23

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Sobreira, F.G. (1995) – Estudo Geoambiental do Concelho de Sesimbra. Dissertação apresentada à Universidade de Lisboa para a Obtenção do grau de Doutor em Geologia, na especialidade de Geologia Económica e do Ambiente. Lisboa, 347 p.

Teixeira, C. & Gonçalves, F. (1980) – Introdução à Geologia de Portugal. Instituto Nacional de Investigação Científica, 475 p.

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endereços a visitar http://www.cienciaviva.pt http://www.fc.ul.pt/ http://geologia.fc.ul.pt http://centro-geologia.fc.ul.pt http://geologia.fc.ul.pt/Aulas/IEG/visitas.htm imagem da capa: Retirado de Hurtado et al. (2000)


24

NOTAS


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ANEXO I – Tabela Cronoestratigráfica ANEXO II - Dimensões dos detritos sedimentares (adaptado de Friedman & Sanders, 1978).

CEN

OZÓ

ICO

Arcaico

Pro

tero

zóic

o

Paleocénico

Eocénico

Oligocénico

Miocénico

Pliocénico

Plistocénico

Holocénico

OrdovícicoPALE

OZÓ

ICO

MES

OZÓ

ICO

F A

N E

R O

Z Ó

I C O

Hadaico

EON ERA PERÍODO ÉPOCAMilhões

de anos

0.01

1.8

5.3

23.8

34.6

56

65

145

208

245

290

363

409

439

510

544

2500

4000

4600

ou

Varis

ca

Ca

led

ón

ica

Alp

ina

Pale

oa

lpin

aM

eso

alp

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Tard

ialp

ina

Orog enias

Pérmico

Carbónico

Devónico

Silúrico

Câmbrico

Triásico

Jurássico

Cretácico

Paleogénico

Neogénico

Quaternário

F A

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R O

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

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A Geologia no Litoral Parte II: Da PRAIA das Bicas a Setúbal Cruces SETEMBRO 2006 Geologia no Verão Guia de Excursão A Geologia no Litoral Parte II: Da Praia das Bicas a Setúbal