Geomorfologia e geologia regional do sector de Porto–Espinho … · Geomorfologia e geologia regional do sector de Porto–Espinho (W de Portugal): implicações morfoestruturais

Cadernos Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 2003. Vol. 28, pp. 79-105

ISSN: 0213-4497

Geomorfologia e geologia regional do sectorde Porto–Espinho (W de Portugal):

implicações morfoestruturais na coberturasedimentar cenozóica

Regional geomorphology and geology from thePorto–Espinho sector (W Portugal):

morphostructural implications to Cenozoicsedimentary cover

ARAÚJO, M. A.1; GOMES, A.1; CHAMINÉ, H. I.2; FONSECA, P. E.3; GAMA PEREIRA, L.C.4 & PINTO DE JESUS, A.5

Abstract

One of the most common characteristics of the Portuguese littoral is the existence of aplaned surface (the so-called “littoral platform”), situated at different altitudes and bor-dered from the inland by a straight relief, strongly contrasting with that planed surface.This one is generally covered with several outcrops of the so-called Plio-Pleistocenedeposits. Till the eighties this platform has been interpretated as stable staircase of oldmarine levels, registering in a passive way the eustatic variations. The rigid step borde-ring it easterly should be a fossil cliff. However, our study has proved that many of thesedeposits have a continental origin. These continental deposits have fluvial or alluvial fanfacies and they are lying above 40 meters. Marine deposition seems to be quite rare andit only occurs on a small western area, beneath the altitude of 40 meters, and developinginto three different marine levels. There is a rigid step between the two kinds of depo-sits. We think that the clear geometric separation between these deposits together withthis rigid step, indicates the results from tectonic activity. It seems that the sea must havetouched only the western part of this surface, when neotectonic movements lowered itdown. There are more evidences for neotectonic movements: a) there are faults (mainlyinverse faults) affecting the higher deposits of this littoral platform; b) the same marinelevel seems to appear at different altitudes, developing an irregular pattern with a gene-ral trend dipping from the North to the South.

Cadernos Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 2003. Vol. 28, pp. 79-105

The tectonic situation seems to be related to the position of the area including two mainzones of the Iberian Massif and the Porto-Tomar shear zone. The geomorphology andthe late tertiary and quaternary deposits can help in the definition of the sense andamplitude of recent tectonic movements. However, in order to achieve such a goal, theinterference between several kinds of phenomena (tectonics/epeirogenesis, climate, sealevel) must be studied with sufficient detail.

Key words: Littoral platform; marginal relief; alluvial fan; marine deposits; Quaternary;neotectonics, Porto-Tomar shear zone.

(1) Gabinete de Estudos de Desenvolvimento e Ordenamento do Território (GEDES) e Departamento deGeografia, Faculdade de Letras da Universidade do Porto. Via Panorâmica, s/n, 4150-564 Porto. Portugal.

(2) Departamento de Engenharia Geotécnica do Instituto Superior de Engenharia do Porto. Rua Dr. AntónioBernardino de Almeida, 431, P-4200-072 Porto. Portugal, e Centro de Minerais Industriais e Argilas daUniversidade de Aveiro.

(3) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa. Laboratório deTectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX). Ed. C2-5º piso, Campo Grande. 1749-061 Lisboa,Portugal.

(4) Departamento de Ciências da Terra e Centro de Geociências (GMSG), Universidade de Coimbra. 3000-272 Coimbra, Portugal.

(5) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade do Porto e Centro de Geologia daUniversidade do Porto (GIMEF, GIPEGO). Praça de Gomes Teixeira. 4099-002 Porto, Portugal.

1. INTRODUÇÃO

Um dos traços comuns a quase todo olitoral português é a existência de umafaixa aplanada, designada como “platafor-ma litoral”, com largura e altitude variá-veis, que bordeja quase todo o litoral,limitada, para o interior, por um rebordo,rigidamente alinhado e contrastante com areferida área aplanada. Essa plataformaestá geralmente organizada em patamarese suporta depósitos com característicasmuito variadas.

A explicação tradicional veiculada nosanos quarenta (e.g., RIBEIRO et al., 1943;TEIXEIRA, 1949) que identificava estespatamares como níveis de praias antigas(figura 1), atestando as variações eustáticasdo Quaternário, limitados, para o interior,por uma arriba fóssil foi aceite, na comu-nidade científica, até meados dos anos1980. Os anos posteriores assistiram auma modificação sensível na visão que setinha da plataforma litoral portuguesa.Das ideias de um eustatismo estrito, com-binado com uma pretensa estabilidade docontinente, passou-se a uma visão maiscomplexa e mais dinâmica. É essa visão

multisciplinar que pretendemos ilustrar,apontando, também, algumas das pistas aexplorar no futuro.

2. MORFOLOGIA

No mapa da figura 2 é possível apreciaro desenvolvimento topográfico da faixalitoral situada nas proximidades da cidadedo Porto. A sua análise permite concluirpela existência de uma faixa aplanada, des-envolvendo-se a partir de altitudes próxi-mas dos 125m, mas que parece subir umpouco para Sul, atingindo os 150m no limi-te Sul da área representada. Também é pos-sível verificar que o relevo que delimita aplataforma para o interior (“RelevoMarginal”; ARAÚJO, 1991) tem um des-envolvimento bastante rectilíneo a sul doDouro. O relevo marginal assume frequen-temente, no seu conjunto, direcções subme-ridianas. Porém, em mapas de maior escalapode ver-se que essa direcção de conjuntomascara a existência de tramos com orienta-ções diversas, de NNW a NNE. Isto signi-fica que se trata de rejogos das antigasdirecções variscas, como aliás, é típico doestilo tectónico do Maciço Hespérico.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003) Geomorfologia e geologia regional 81

Figura 1. Corte que resume a explicação tradicional da organização do relevo nos arredores doPorto, segundo O. RIBEIRO et al. (1943).

82 Araújo et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)

Figura 2. Mapa hipsométrico da área entre a cidade do Porto e a lagoa de Esmoriz, com base nascurvas de nível da Carta Corográfica de escala 1:50000 (folhas 9A, 13A); Equidistância = 25m.

A plataforma litoral suporta, frequen-temente, numerosos afloramentos dedepósitos genericamente classificadoscomo “plio-plistocénicos” nas cartas geo-lógicas de escala 1.50 000. Na figura 2observa-se o desenvolvimento topográficoda faixa litoral situada nas proximidadesda cidade do Porto. É possível identificartrês grandes conjuntos:

1 - área acima dos 130m (relevo marginal);2 - área situada entre 130 e 50m (onde,

como veremos, ocorrem os depósitos defácies fluvial);

3 - área situada abaixo de 50m (ondeocorrem os depósitos de fácies marinha).

A figura 3 foi construída a partir doregisto, numa folha de cálculo (‘Microsoft

Excel’), das altitudes máximas da plata-forma litoral e do relevo marginal emcada quadrícula de 1km de lado definidonas cartas topográficas 1:25 000. Nestafigura é possível verificar que, de ummodo geral, o topo da plataforma litorale do relevo marginal estão mais altos aSul do Douro e parecem continuar a subirpara Sul. Porém, essa subida não se fazdum modo contínuo. A partir do pontoem que se atingem cerca de 34km de dis-tância à foz do Rio Ave, existe um ressal-to que soergue o topo do relevo marginal.Também se verifica que este relevo não écontínuo, antes parece corresponder asegmentos separados por colos relativa-mente deprimidos.


Figura 3. Desenvolvimento do relevo marginal e do topo da plataforma litoral ao longo do litoralestudado.

3. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO

Do ponto de vista geológico a regiãoentre Porto e Espinho integra-se numafaixa metamórfica, de direcção geralNNW–SSE, que se prolonga desde osarredores do Foz do Douro (Porto) atéTomar (RIBEIRO et al., 1979, 1990,1995; GAMA PEREIRA & MACEDO,1983; GAMA PEREIRA, 1987;CHAMINÉ, 2000), e se designa por faixade cisalhamento de Porto–Tomar (DIAS &RIBEIRO, 1993). Esta faixa envolvendoterrenos do Proterozóico médio-superior(e.g., GAMA PEREIRA, 1987; BEETS-MA, 1995; NORONHA & LETERRIER,2000), faz parte do Terreno AutóctoneIbérico, e inclui-se na Zona de Ossa-Morena [ZOM] (RIBEIRO et al., 1990);contactando localmente a oriente, porintermédio da faixa blastomilonítica deOliveira de Azeméis (RIBEIRO et al.,1980), com a Zona Centro-Ibérica [ZCI]da Cadeia Varisca Ibérica.

Definiram-se, recentemente, as seguin-tes unidades tectonoestratigráficas incluí-das, do ponto de vista geotectónico, nobordo da ZOM (CHAMINÉ, 2000;NORONHA & LETERRIER, 2000, epara pormenores sobre a sistematizaçãotectonoestratigráfica e o enquadramentocartográfico regional consultar, neste volu-me, o trabalho de CHAMINÉ et al.(2003), a saber: I) sector do Porto, situadojunto à orla litoral entre a foz do rio Douroe o Forte S. Francisco Xavier. Neste sectorafloram metamorfitos que se incluem emduas unidades tectonoestratigráficas: aUnidade de Lordelo do Ouro (micaxistos equartzo-tectonitos) e a Unidade dosGnaisses da Foz do Douro (gnaisses, mig-

matitos e blastomilonitos). Estas unidadesdefinem no seu conjunto o designadoComplexo Metamórfico da Foz do Douro(NORONHA & LETERRIER, 2000)parte integrante do bordo oeste da ZOM;II) sector de Espinho–Albergaria-a-Velha:para a ZOM, as Unidades de Lourosa infe-rior e superior, a Unidade de Espinho e aUnidade de Arada (unidades do parautóc-tone e autóctone relativo), e a Unidade dePindelo bem como a Unidade de S. João-de-Ver como unidades do alóctone; ii) paraa ZCI, a Unidade de Carvoeiro e aUnidade do Quartzito ‘Armoricano’ deCaldas de S. Jorge, como unidades doparautóctone.

A faixa de cisalhamento de Porto–Albergaria-a-Velha (s.str.) corresponde auma faixa com uma série de acidentes tec-tónicos de 1ª e de 2ª ordem de extensãolocal de ca. 90km por ca. 3km de largura.Estas falhas são caracterizadas por corres-ponderem a cisalhamentos, de direcção N-S a NNW-SSE, com movimentação direi-ta por vezes muito forte consoante o com-portamento reológico do material face àdeformação. É possível distinguir aciden-tes maiores (ou ramos) desta faixa de cisal-hamento entre a região do Porto eAlbergaria-a-Velha que tomam as seguin-tes denominações, a saber (CHAMINÉ,2000): i) ramo Oeste da faixa de cisalhamentode Porto–Albergaria-a-Velha — desenvolve-se desde a região de Carvoeiro–Mouquim(Albergaria-a-Velha) até próximo a Fiães,pondo em contacto as unidades da ZOMcom as unidades do Paleozóico inferior daZCI (sinforma de Carvoeiro–Caldas de S.Jorge); nesta última localidade materiali-za-se por falhas discretas, de direcção NW-SE, no granitóide pós-tectónico de


Lavadores. Este segmento da faixa de cisal-hamento passa na cidade do Porto, entre aArrábida e o Castelo do Queijo (Forte de S.Xavier), contactando tectonicamente como Complexo Metamórfico da Foz do Douro(ZOM) e o granitóide sin-tectónico doPorto, localmente orientado e deformado(NORONHA & LETERRIER, 2000;CHAMINÉ, 2000; CHAMINÉ et al.,2003); ii) ramo Leste da faixa de cisalhamen-to de Porto–Albergaria-a-Velha — corres-ponde ao contacto tectónico, de orientaçãomédia NNW-SSE, que se faz entre oquartzito 'Armoricano' e o ComplexoXisto-Grauváquico (Grupo das Beirasindiferenciado) desde a região de Caldas deS. Jorge até Ribeira de Fráguas–Carvoeiro;iii) outros acidentes, sub-paralelos aosanteriores, com alguma importânciaregional e que se enquadram na faixa decisalhamento em apreço (e.g., falha doPorto, falha do “Filão Metalífero dasBeiras”, falha de Pigeiros–Milheirós dePoiares–Pindelo).

Para além dos acidentes que acabamosde descrever, foi também reconhecida umarede de acidentes tectónicos de naturezafrágil, gerada durante as fases tardi a pós-variscas, que se encontra em regra subor-dinada aos sistemas de fracturação de ati-tudes NNE-SSW a ENE-WSW e NW-SEa NNW-SSE (figura 4). São também dealguma importância os sistemas de fractu-ras, de orientação N-S a NNW-SSE e suasconjugadas, discretas, E-W a NNE-SSW.Estes últimos alinhamentos, devido aoprocesso de reactivação de estruturas ecomo resposta de um substrato pré-defor-mado sujeito a um campo de tensões tec-tónicas, correspondem a direcções de cisal-hamento dúcteis desenvolvidas nas fases

tardias da orogenia varisca (e.g., RIBEIROet al., 1979; CABRAL, 1995).

A observação de diversos indicadorescinemáticos mesoscópicos que eviden-ciam, de uma forma constante, uma movi-mentação direita aponta para a existênciade uma cinemática transcorrente associa-da a mecanismos de deformação comimportante componente não-coaxial,podendo muito provavelmente ocorreremsituações de cisalhamento simples. Aliás aregião em estudo encontra-se directamen-te relacionada com a sua estrutura maior, afaixa de cisalhamento de Porto– Coimbra–Tomar, que se caracteriza por ser umimportante megacisalhamento direito comuma complexa evolução geodinâmicadesde os tempos paleozóicos (e.g., RIBEI-RO et al., 1979; GAMA PEREIRA,1998; RIBEIRO et al., 1995; DIAS &RIBEIRO 1993).

Do exposto pode-se então concluirque a faixa de cisalhamento de Porto–Coimbra–Tomar (ZOM/ZCI) é constituí-da por megaestruturas de primeiraordem, podendo as falhas cartografadasser interpretadas como diversos ramos doacidente tectónico principal e/ou estrutu-ras secundárias associadas. Faixas de cisal-hamento deste tipo sublinham habitual-mente o contraste entre diferentes níveiscrustais nos quais determinadas estrutu-ras se manifestam com uma geometriatípica, por exemplo, estrutura em flor, ouestrutura ‘Riedel’ (e.g. RIBEIRO, 2002).Estas geometrias reforçam a existência devários ramos de um acidente tectónicoprincipal ou de uma faixa de cisalhamen-to com estruturas dúcteis, ductéis-frágeise frágeis.



Figura 4. Morfologia da região a sul do Porto com base nas folhas 122, 133 da Carta Militar 1:25000(equidistância = 10m), assinalando os principais lineamentos tectónicos.

4. COBERTURAS FINI-TERCIÁRIAS

4.1. Introducão

Os depósitos, genericamente conside-rados “plio-plistocénicos” (cf. OLIVEIRAet al., 1992), ocupam a área aplanadasituada a Oeste do relevo marginal (plata-forma litoral), bem como as áreas aplana-das que se situam a Leste do referido rele-vo, na proximidade do vale do rio Douro.

A primeira abordagem que caracterizaa plataforma litoral como uma área apla-nada é desmentida por uma observação depormenor: geralmente é possível identifi-car, nessa plataforma, tramos aplanados,separados por faixas de maior declive, ori-ginando uma escadaria cujos degraus, ape-sar de suavizados pelos processos erosivospós-deposicionais, ainda são claramenteperceptíveis no terreno. Os afloramentosde depósitos coincidem com as áreas apla-nadas, enquanto que os taludes que asseparam normalmente são talhados nosubstrato rochoso.

Embora o grande número de aflora-mentos cartografados nas cartas geológicasde Portugal (e.g., TEIXEIRA et al, 1962;OLIVEIRA et al., 1992) nos possa levar apensar que se trata de uma área onde osdepósitos estão bem preservados, o registosedimentar na plataforma litoral da regiãodo Porto está longe de ser contínuo eespesso. Além disso, os depósitos de fáciescontinental apresentam uma naturaldiversidade em termos sedimentológicos,a que se junta uma certa dispersão altimé-trica (entre 130m e 50m de altitude, nosector considerado). Por tudo isto, o esta-belecimento de uma cronologia para estesdepósitos não foi uma tarefa fácil e tem,ainda, um carácter algo provisório, embo-

ra pareça ser congruente com o que se con-hece em outros locais.

Uma das conclusões mais interessantesque pudemos extrair das análises sedimen-tológicas realizadas nas amostras de depó-sitos da plataforma litoral foi que muitosdestes depósitos são de origem continentale não de origem marinha (praias levanta-das) como era geralmente aceite nos pri-meiros trabalhos publicados sobre oassunto (e.g., O. RIBEIRO et al., 1943,TEIXEIRA & ZBYSZEWSKI, 1952;TEIXEIRA, 1979). Na nossa abordagem,o estabelecimento da cronologia relativapartiu de uma comparação das caracterís-ticas essenciais (altitude e posição relativa-mente ao relevo marginal, cor, alteraçãodo substrato rochoso, existência e impor-tância das couraças ferruginosas e calibra-gem) dos vários afloramentos. Assim, enuma primeira abordagem, os depósitosde sedimentação continental da área emapreço podem organizar-se em dois gran-des conjuntos: a) depósitos de fácies conti-nental, que ocorrem acima dos 50m; b)depósitos marinhos, que se encontramabaixo dos 40m.

A atribuição cronostratigráfica patentenas cartas geológicas (9-C e 13-A;CARRÍNGTON DA COSTA & TEIXEI-RA, 1957; TEIXEIRA et al., 1962) foirevista e fortemente simplificada, demolde a que os diferentes depósitos fossemclassificados segundo os 3 grandes conjun-tos que definimos (isto é, depósitos flu-viais da fase I e da fase II e depósitos qua-ternários, essencialmente marinhos;ARAÚJO, 1991), a saber:

i) As analogias existentes entre osdepósitos mais altos da plataforma, osquais se situam na imediata proximidade


do relevo marginal, levam-nos a admitirque esses depósitos pertenciam a um con-junto formado numa primeira fase dedeposição (fase I), depositada num contex-to de planície litoral, por cursos de água debaixa energia (dado o carácter fino, porvezes até micáceo, que se encontra emalguns dos cortes de depósitos desta fase,nomeadamente no desaparecido corte daRasa, figura 5). De um modo geral, dentrodos depósitos da fase I, foi possível identi-ficar diversas unidades que aparecem asso-ciadas na maioria dos afloramentos.Porém, nem todos os afloramentos apre-sentam a sequência completa, o que pode-rá significar que nem todas as unidades(em relação com os sistemas deposicionaisaluviais) se depositaram em todos os locaisou que algumas dessas unidades foramdestruídas pela erosão;

ii) A essa fase ter-se-iam seguido condiçõ-es geomorfológicas muito contrastantes, dado

que os depósitos posteriores evidenciamcaracterísticas claramente torrenciais (fase II).

A prova de que se trata de episódiosdiferentes, possivelmente separados porum importante evento tectónico e climá-tico está no facto de que os depósitos dafase II contêm, em vários locais, blocosde arenito com cores claras atribuíveis àfase I (figura 6).

4.2. Os depósitos da fase I (Placenciano?)

Na área estudada (ARAÚJO, 1991) osdepósitos mais altos aparecem generica-mente acima dos 100 metros de altitude,podendo atingir cerca de 130m. Estesdepósitos foram geralmente consideradosPliocénicos e identificados na CartaGeológica de Portugal como P’ e P’’ (e.g.,CARRÍNGTON DA COSTA & TEIXEI-RA, 1957; TEIXEIRA et al., 1962). Omelhor local para observar a sequência dasunidades da fase I era a Rasa de Baixo


Figura 5. Corte do depósito da Rasa mostrando o perfeito aplanamento da base e o seu bascula-mento para Leste.

(também designada como Telheira), umaantiga exploração de caulino, situada nabase do relevo marginal (figura 5).Actualmente, a exploração está desactiva-da e, devido à utilização da imensa crateraresultante da exploração do caulino comovazadouro de entulhos, o corte há muitodeixou de ser observável. Os cortes deCanelas e do Carregal foram também par-cialmente destruídos, ficando como mel-hor representante deste tipo de depósitos,na área compreendida entre o rio Douro ea latitude de Espinho, o corte de AldeiaNova, a Leste do Relevo Marginal (REBE-LO, 1975). Também nessa área, devido àintensa urbanização que se verifica, algunsdos novos cortes têm sido rapidamentedestruídos e o seu estudo torna-se umatarefa cada vez mais urgente.

A sequência para os depósitos da fase I,definida no corte da Rasa de Baixo, apre-sentava, de baixo para cima:

i - base com blocos, os quais por vezespossuem cerca de 1m de diâmetro (I-A);estes blocos podem ser de granito comple-tamente alterado (Rasa de Cima) ou dequartzo filoniano (Aldeia Nova deAvintes);

ii - camada rica em elementos micáce-os, com cor cinza esverdeada, aparente-mente resultante de uma situação de baixaenergia (I-B);

iii - unidade superior, um pouco maisgrosseira (areão e seixos) com estratificaçãoentrecruzada (I-C). As áreas de topo dodepósito apresentavam, com alguma fre-quência, um forte encouraçamento. Noscasos em que o depósito é pouco espesso,esse encouraçamento pode atingir a res-pectiva base. Parece-nos evidente que oprocesso de encouraçamento ocorreudepois da formação das unidades inferioresdo depósito, que apresentavam uma corbranca característica, contrastando com acor avermelhada/acastanhada do topo.


Figura 6. Base do depósito da Fase II englobando blocos dos depósitos da Fase I (fundações doCentro Comercial, Candal – Vila Nova de Gaia).

Também na margem esquerda do rioDouro, agora a montante do relevo mar-ginal, na área de Aldeia Nova de Avintes,existe um depósito que se desenvolvenuma faixa paralela ao rio Douro. Estafaixa, com cerca de 4km de comprimen-to, embora com algumas interrupções,estende-se desde Cabanões, em Avintes(106m), até Arnelas (134m) e reapareceem Lever, ainda na margem esquerda dorio Douro. Os novos cortes entretantoabertos na área de Aldeia Nova confir-mam a existência de bastantes semelhan-ças relativamente aos depósitos da plata-forma litoral, nomeadamente a ocorrênciade níveis micáceos esverdeados. As prin-cipais diferenças dos depósitos de AldeiaNova de Avintes relativamente aos daplataforma litoral (Rasa e Carregal) pren-dem-se com um maior calibre dos blocosda base, uma composição litológica dife-rente (quartzo e quartzitos versus granitosno depósito da Rasa), um encouraçamen-to mais intenso e a existência de níveisfinos cinza-esverdeados menos espessos.Estas diferenças podem explicar-se porum carácter mais proximal do depósitode Aldeia Nova e pelas características xis-tentas do respectivo bed-rock. Com efeito,o maior conteúdo em ferro dos xistos doComplexo Xisto-Grauváquico, relativa-mente aos granitos alcalinos, bem como amenor permeabilidade dos alteritos,podem ter contribuído para uma maiorintensidade da acumulação de ferro e parauma mais intensa formação de couraças.

Na margem direita do rio Douro, emGandra (Gondomar), encontra-se umaoutra mancha, atribuível ao mesmomomento. Este depósito apresenta, além

de elementos muito grosseiros, fenómenosde intenso encouraçamento, responsáveispela existência de arenitos e conglomera-dos ferruginosos, muito resistentes, queatingem uma espessura superior a 1,5m. Amontante, na região de Medas, observam-se dois depósitos escalonados. O mais alto(culmina a 162m) pode observar-se nasbarreiras do campo de futebol de Medas.REBELO (1975) estabelece uma correla-ção entre o depósito do campo de futebolde Medas e o depósito de Aldeia Nova deAvintes. Essa opção justifica-se porque,apesar das características proximais dosdepósitos de Medas relativamente aos deAldeia Nova ou da Rasa, existem algumassemelhanças, nomeadamente no que res-peita ao predomínio de cores claras. Alémdisso, em ambos os casos, trata-se dos aflo-ramentos situados a maior altitude emcada um dos locais em questão. Ora, numaárea que está a sofrer um processo de soer-guimento mais ou menos contínuo, comoé o caso desta região (REBELO, 1975;CABRAL, 1995), os depósitos mais altosdeverão ser, em princípio, aqueles queestão a sofrer movimentação há maistempo, isto é, os mais antigos.

Naturalmente isso só se verifica dentrode áreas próximas que pertençam aomesmo “bloco” e que, por isso, tenhamsofrido uma taxa de movimentação idênti-ca. É evidente que a hipótese se tornatanto mais plausível quando existemsemelhanças de fácies que corroboram asindicações fornecidas pela posição relativados depósitos. É o caso dos depósitos deAldeia Nova e da Rasa, que, sendo os cul-minantes nas respectivas áreas, apresentamsemelhanças que sugerem que se poderiam


ter formado numa mesma fase de sedi-mentação. A riqueza em caulinite (mais de90%) dos depósitos desta fase e a elevadacristalinidade deste mineral, sugerem umaformação num clima quente e húmido.

A existência de uma unidade maisgrosseira no topo da formação indicariauma certa degradação climática no sentidode condições mais resistáticas (ERHART,1956). O encouraçamento poderia relacio-nar-se com um processo de acumulaçãolateral de ferro em áreas pantanosas naproximidade dos cursos de água (THO-MAS, 1994). Um descida do nível freáticopermitiria a precipitação do ferro e conver-teria o antigo leito fluvial numa couraçaconglomerática, como a que se podiaobservar num local, significativamente,designado de “Pedras Negras” (Sto.Ovídio, Vila Nova de Gaia).

A base do depósito da Rasa, como játinha sido notado por O. RIBEIRO et al.(1943), inclinava nitidamente para Leste(figura 5). O basculamento da base destedepósito para Leste, em direcção ao relevomarginal, só pode explicar-se devido aactividade tectónica pós-deposicional. Porsua vez, o depósito de Aldeia Nova apre-senta níveis micáceos inclinando clara-mente para Oeste com pendores relativa-mente elevados que também sugerem acti-vidade tectónica pós-deposicional.

Para explicar o basculamento dosdepósitos da fase I de um lado e de outrodo relevo marginal teremos que admitir aexistência de falhas, situadas na sua base, oque acaba por nos levar a interpretar orelevo marginal como um horst, com umaorientação geral NNW-SSE, cuja surreiçãoserá, pelo menos em parte, posterior aosdepósitos da fase I.

4.3. Os depósitos da fase II

Os depósitos da fase II são muito malcalibrados e apresentam blocos muitogrosseiros na base (Pedrinha, Valbom).Podem ocorrer finas crostas ferruginosascom espessuras que não ultrapassam umcentímetro. Porém, nunca encontramoscouraças, como as que existem nos depósi-tos da fase anterior. Estes depósitos apare-cem em dois tipos de enquadramentos:

i - na imediata proximidade do vale dorio Douro (Pedrinha, Valbom,Coimbrões), o que faz supor que nessemomento talvez o rio Douro já estivessecanalizado, mas teria um comportamentomuito torrencial;

ii - ao longo de uma faixa paralela esituada a Oeste do relevo marginal. Nãoencontramos nenhum caso em que osdepósitos da fase II se sobrepusessem aosanteriormente referidos. Situam-se, geral-mente, um pouco mais para Oeste, a alti-tudes mais baixas, compreendidas entre100 e 50m. Em diversos locais (nomeada-mente na barreira situada próximo daponte da Arrábida, Candal) observamoscasos em que blocos de arenito esbranqui-çado, típicos da fase I, estavam englobadosnos depósitos da fase II, junto à respectivabase, o que prova a anterioridade daquelesdepósitos e o facto de se encontrarem aconstituir relevo no momento em que osdepósitos da fase II se estariam a formar.

Porém, se há depósitos da fase II quepodem corresponder a um período torren-cial do curso do rio Douro, até porque apa-recem conservados na proximidade do seuvale (caso descrito em 1), a organizaçãoespacial dos restantes depósitos da “fase II”(caso 2) mostra, claramente, que os respec-


tivos afloramentos se distribuem paralela-mente ao relevo marginal e não pareceplausível relacioná-los com o traçado dorio Douro. Tratam-se, como já referimos,de depósitos resultantes de hidrodinâmicatorrencial, apresentando, em corte,sequências granodecrescentes com canaispreenchidos por elementos mais grosseirosna base e camadas granulometricamentemais finas e texturalmente compactas parao topo. Estes aspectos sugerem que se tratade leques aluviais formados à saída de umrelevo em surreição. Nestas circunstâncias,parece plausível a hipótese de que teriasido o “relevo marginal” a área de origemdos depósitos da fase II. Assim sendo, arespectiva actividade poderá ser ligeira-mente anterior, ou correlativa, da forma-ção destes depósitos.

Além da actuação tectónica é de supora existência de uma situação de crise cli-mática que condicionou a deposiçãotorrencial destes depósitos e possibilitou otransporte de elementos de grande calibre(na Pedrinha é possível observar blocoscom cerca de 0,5m de diâmetro). Estesteriam uma granulometria mais grosseirana proximidade das cristas quartzíticas (aPedrinha fica a 6 km dos primeiros aflora-mentos quartzíticos da serra de Valongo),e menos grosseira nas zonas distais(Coimbrões situa-se a 11 km dos referidosafloramentos). A esta crise climática pare-cem seguir-se condições climáticas maisregulares, responsáveis por um regimehidrológico menos contrastante. Com efei-to, em alguns locais (Av. Marechal Gomesda Costa, no Porto), no topo de formaçõesdo tipo debris-flow, verifica-se a deposiçãode materiais melhor calibrados e compatí-veis com uma drenagem organizada (fase

II-B). Estes depósitos encontram-se apenasna proximidade do vale do rio Douro epoderão corresponder a um momento emque houve enfraquecimento no regimetorrencial que tinha no início da fase II.

Alguns destes depósitos estão clara-mente afectados pela tectónica. Esta mani-festa-se, por vezes, através de movimentoscompressivos, traduzidos na existência defalhas inversas, como no caso do Juncal,em Espinho (figura 7), e dos Pinhais daFoz, no Porto (ARAÚJO, 1995, 1997).Curiosamente, em ambos os casos referi-dos, as falhas identificadas situam-semuito perto do limite entre os depósitosfluviais e os depósitos marinhos que seencontram, na plataforma litoral, a cotasinferiores a 40m.

4.4. Tentativas de correlação eenquadramento estratigráfico

O enquadramento estratigráfico destesdepósitos (figura 8) é uma das tarefas maisdifíceis com que nos deparamos(ARAÚJO, 1991). Com efeito, nenhumdos depósitos estudados apresentou até àdata, fósseis. Por isso, as correlações têmque ser feitas através de semelhanças delitofácies. Porém, os afloramentos cenozói-cos apresentam uma grande variabilidadede espessura, de fácies, de ordenaçãosequencial e de composição petrológica emineralógica que resulta incompatívelcom um único e simultâneo contexto pale-ogeográfico e paleoclimático (MARTÍN-SERRANO, 2000). Por isso mesmo,quando se admite que essas correlações sãopertinentes, apesar da variabilidade acimareferida, existem, geralmente, variaçõessignificativas nas idades atribuídas por



Figura 7. Falha do Juncal (Espinho). Direcção NNW-SSE; pendor 70°W. A base do depósito é visí-vel à esquerda. Trata-se de uma falha inversa com um rejeito aparentemente superior a 1m, já quea base do depósito, rica em elementos grosseiros, apenas aparece no bloco levantado (bloco daesquerda). No bloco abatido apenas se observa um nível fino do depósito. A base grosseira estariasubjacente, a um nível não observável.

diferentes investigadores, o que coloca, àpartida, algumas dúvidas relativamente àvalidade e utilidade desse processo(PEREIRA, 1997).

Desde os anos cinquenta que os depó-sitos da plataforma litoral da região doPorto têm sido considerados “plio-plisto-

cénicos” (e.g., TEIXEIRA, 1949; 1979).A utilização das siglas P’, P’’ e Q (e.g.,TEIXEIRA et al., 1962) sugere, justa-mente, uma oposição entre os depósitosmais antigos, tidos como pliocénicos e osrestantes, atribuídos a diversas fases den-tro do Quaternário. Isto significa que


Figura 8. Esboço geomorfológico da área de Lavadores.

sempre se admitiu que os episódios ceno-zóicos mais antigos (paleogénicos e mio-cénicos) referidos em diversos locais doPaís (nomeadamente Trás-os-Montes) nãose encontram nesta área. Efectivamente,os depósitos estudados não parecempoder paralelizar-se com as formaçõespaleogénicas e miocénicas conhecidas emTrás-os-Montes.

Admitindo como boa a exclusão dedepósitos paleogénicos e miocénicos,resta-nos a hipótese de que os depósitos dafase I se situem no Pliocénico. Com efeito,parece-nos que, a acreditar nas grandesfases de sedimentação cenozóica estabele-cidas por MARTÍN-SERRANO (2000),os depósitos da fase I podem ser os correla-tivos das “fases ocres” referidas no interiorda Península, correspondentes ao topo doenchimento Terciário e atribuídas aoPliocénico.

Se atentarmos na descrição da Formaçãode Mirandela (PEREIRA, 1997) segundo aqual os depósitos que constituem esta uni-dade se caracterizam especialmente pelacor esbranquiçada ou amarelada, pelocarácter conglomerático, com clastosquartzosos e quartzíticos numa matriz are-nosa quartzo-feldspática e com caulinitelargamente dominante na fracção argilosa,apercebemo-nos das semelhanças que exis-tem entre os depósitos da fase I e a referi-da Formação de Mirandela, o que poderiasituá-los no Pliocénico (Placenciano?). Osdepósitos da fase II apresentam, pelo con-trário, características que fazem supor umclima bastante diferente. Com efeito, a mácalibragem e a grande dimensão quealguns dos elementos existentes no depósi-to da Pedrinha apresentam sugerem umclima com uma certa tendência para a ari-

dez. Além disso, os depósitos da fase IIaparecem embutidos nas superfícies cul-minantes da plataforma litoral, superfíciesessas onde ocorrem os depósitos da fase I.O jogo da tectónica, com uma tendênciapersistente para o levantamento, bemcomo a proximidade do nível de base e aexistência de uma possível regressãoVilafranquiana, poderá explicar o embuti-mento das superfícies que suportam osdepósitos da fase II relativamente às super-fícies culminantes. Essa ideia é congruen-te com um modelo do tipo de rotura sedi-mentar que CABRAL (1995) retoma deMartín-Serrano, e que aponta para a exis-tência de uma fase de erosão que retoca erebaixa a superfície estrutural fini-neogé-nica (nível de colmatação) e desenvolvepedimentos no flanco de relevos.

Embora existam diferenças importan-tes, dado que no Noroeste da PenínsulaIbérica o clima teria sido diferente do daregião dos Montes de Toledo ou da regiãoenvolvente da Cordilheira Central, ascaracterísticas dos depósitos da fase IIsugerem que estes poderiam ser equivalen-tes às rañas. Também a sua posição estrati-gráfica, face à sua localização entre osdepósitos aparentemente pliocénicos dafase I e os depósitos claramente quaterná-rios, aponta para um certo paralelismocom as rañas, o que permitiria sugerir umacronologia próxima da transiçãoPliocénico-Quaternário (FERREIRA,1993). Assim, face aos dados disponíveisno momento, parece-nos ser verosímil ummodelo de evolução neogénica feita dedois momentos contrastantes atribuíveis,por analogia com o que se sabe da evoluçãoem Trás-os-Montes oriental (PEREIRA,1997) ao Placenciano e Vilafranquiano.


5. A EVOLUÇÃO QUATERNÁRIA E OESCALONAMENTO DOS DEPÓSITOSMARINHOS

Desde o topo da plataforma litoral atéaltitudes de cerca de 50m todos os depósi-tos que encontramos apresentam fáciescontinentais. Os depósitos inequivoca-mente marinhos apresentam-se em man-chas de dimensões, geralmente, inferioresàs dos depósitos fluviais e a altitudes infe-riores a 40m.

Uma análise comparativa veio confir-mar a existência de três conjuntos dedepósitos marinhos, que passamos a desig-nar, por ordem cronológica do mais antigopara o mais recente, como nível 1 (o maisantigo), nível 2 e nível 3. O uso da desig-nação de “níveis” não representa uma ade-são às teorias fixistas do eustatismo, masapenas o facto de os depósitos marinhospoderem ser sistematizados em conjuntos,que, em cada sector, se apresentam escalo-nados. Com efeito, estes “níveis” foramdefinidos, essencialmente, através de crité-rios sedimentológicos, já que, como vere-mos, a situação altimétrica dentro de cadaum deles é variável. Infelizmente, é raroencontrar locais onde todos estes níveisestejam expostos. O único local onde con-seguimos definir os três níveis propostosfoi na área de Lavadores (Canidelo), ondese apresentam em escadaria. Por isso, asaltitudes indicadas para cada “nível”, salvoinformação em contrário, correspondem àaltitude com que o mesmo se encontra naárea de Lavadores.

Os depósitos que se apresentam emmanchas mais extensas são, normalmente,aqueles que se situam na proximidade dosdepósitos fluviais, a altitudes compreendi-

das entre 30 e 37m. Tratam-se de depósi-tos geralmente espessos, que assentamsobre um substrato rubefacto, bastantealterado, e que designaremos como “nível1”. Os depósitos do “nível 2” (figura 9)apresentam uma certa ferruginização (coracastanhada), assentam sobre um substratocuja alteração, menos intensa que a donível precedente, lhe confere uma coresbranquiçada, e situam-se a altitudes de18-15m. Enquanto que os depósitos do“nível 3” aparecem a cotas geralmenteinferiores a 10m, e em certos locais che-gam a atingir o nível actual das marés bai-xas (praias de Francelos, da Aguda e daGranja). Apresentam uma cor castanha,que corresponde a uma ferruginização bas-tante intensa, que os transforma, porvezes, em verdadeiros conglomerados. Oseu bed-rock apresenta apenas uma altera-ção incipiente e uma pâtine castanha oualaranjada, obviamente relacionada com amigração de ferro que condicionou acimentação do depósito suprajacente.

O estudo do escalonamento dos depósi-tos marinhos dos diversos sectores da áreaestudada, bem como das respectivas carac-terísticas sedimentológicas, permitiu con-cluir que os depósitos atribuíveis aomesmo “nível” não se situam sempre àmesma altitude. Desenvolvem-se segundoum padrão irregular, em que se detectauma tendência para uma descida das alti-tudes para Sul, como se o bloco em que sesituam estivesse basculado para Sul, emdirecção à orla ocidental meso-cenozóica(ARAÚJO, 1997). Esse padrão irregularsugere a existência de interferências entreesse basculamento e movimentos oblíquosà mesma (isto é, transversais ou oblíquas emrelação à linha de costa). Efectivamente,


parecem existir deformações recentes,afectando depósitos, presumivelmente, doúltimo período interglaciário. O caso maisnotório verifica-se na praia do Sampaio(Labruge-Vila do Conde), onde se encon-tram dois afloramentos de depósitos, pro-vavelmente, do último interglaciário, aaltitudes bastante diversas (5 e 9 m;ARAÚJO, 1994).

Essas deformações traduzir-se-iam,também, em desníveis rigidamente alin-hados existentes nas plataformas de erosãomarinha e no desenvolvimento de algu-mas “arribas” que não passam de escarpasde falha, situação que é, de novo, o caso dapraia de Sampaio (ARAÚJO, 1991,1994). Num litoral onde as variações qua-ternárias do nível do mar se imprimiramsobre um continente com movimentostectónicos aparentemente diferenciados, aidentificação da parte que cabe à tectóni-ca e ao eustatismo terá que ser feita por

aproximações sucessivas. Porém, pensa-mos que só uma abordagem multidisci-plinar permitirá uma correcta compreen-são da morfologia dos sectores rochososdesta faixa litoral.

6. A TECTÓNICA E A ORGANIZAÇÃODO RELEVO

O mapa da figura 10 mostra bem emque medida o relevo marginal tem umdesenvolvimento essencialmente rectilí-neo, sofrendo apenas leves indentaçõesprovocadas pela incisão dos pequenos cur-sos de água que nascem na sua base e têmpercursos da ordem de 5 a 6 km de com-primento, com curso limitado à platafor-ma litoral. A antiga ideia de que o relevomarginal poderia corresponder a uma“arriba fóssil” terá de ser reequacionada, jáque os depósitos situados no seu sopé têmorigem fluvial. Como dissemos acima,


Figura 9. Depósito marinho representativo do nível II (Lavadores 18-20m). Notar o arqueamentodefinido pelos leitos de seixos.


Figura 10. Mapa geomorfológico de síntese.

próximo do limite ocidental do relevomarginal encontramos o megacisalhamen-to de Porto–Tomar que corresponde, local-mente, ao contacto tectónico entre o subs-trato metassedimentar do Proterozóico(ZOM) e a mancha de granitos pós-tectó-nicos de Lavadores.

CABRAL & RIBEIRO (1989) assina-laram, na margem esquerda do Douro,dois lineamentos estruturais com registode movimentação recente, para além doacidente de Porto-Tomar, situados emposição idêntica à do relevo marginal.Parece, assim que a margem sul do Douroé uma área particularmente controlada,sob o ponto de vista tectónico.Efectivamente, tratando-se de um aciden-te tectónico que rejogou diversas vezes e,uma vez, que para além da falha principal,existem vários acidentes secundários, masde grande importância na estruturação dorelevo regional.

O perfil da figura 11 foi construído demodo a que, partindo da linha de costa,

atravessasse o relevo marginal e passassepelos depósitos fluviais existentes na mar-gem esquerda do Douro, na área de AldeiaNova de Avintes. É particularmente curio-so o facto de os depósitos da fase I, dumlado e doutro do relevo marginal, aparece-rem basculados em direcção a este, o quecoincide com a situação de facto observadano terreno. Dado que a litologia do subs-trato raramente facilita a identificação dedeslocações tectónicas, estas poderão serinferidas essencialmente por critérios geo-morfológicos. É esse o caso dos abruptosvisíveis no corte que foram marcados comoacidentes tectónicos verticais. Porém, équase certo que algumas destas falhassejam inversas. Uma certa tendência paramovimentos de tipo compressivo estariade acordo com observações de campo feitasem diversos locais (Gião, Pinhais da Foz,Juncal; ARAÚJO, 1991, 1995, 1997) quemostram que, efectivamente, a maiorparte dos acidentes tectónicos que afectamos depósitos cenozóicos da área em estudosão falhas inversas.


Figura 11. Corte geológico realizado entre a foz da Ribeira de Canelas e a margem esquerda doDouro. Para a caracterização dos depósitos (FI, FII, T1, T2 e T3) ver texto. As falhas propostas,com excepção daquela que separa a faixa metamórfica de Porto–Albergaria-a-Velha do granito deLavadores foram marcadas a partir de critérios geomorfológicos.

Seja qual for o tipo de falhas em pre-sença, no seu conjunto, o relevo marginalparece corresponder a um horst. Tal como ésugerido por DAVEAU (1987), relativa-mente ao litoral da Estremadura, os aci-dentes tectónicos que o delimitam terãojogado posteriormente à formação dosdepósitos mais antigos da plataforma lito-ral. Quer no caso do depósito do Carregalquer no caso do depósito de Aldeia Nova,a respectiva conservação parece estar nadependência de uma situação em ângulode falha, bastante evidente no caso dodepósito do Carregal.

O mapa da figura 4 é particularmenterepresentativo dos constrangimentos geo-lógico-estruturais no desenvolvimentogeomorfológico da área a Sul da foz doRio Leça. São óbvios uma série de linea-mentos estruturais com relevância sob oponto de vista geomorfológico. Estesencontram-se nas seguintes situações: i -delimitando troços rectilíneos do relevomarginal; ii - sublinhando tramos do tra-çado do rio Douro e dos seus afluentes (rioFebros, na margem esquerda e rio Tinto,na margem direita).

Um outro aspecto interessante tem aver com um “degrau” que parece fazer aseparação entre as áreas da plataforma lito-ral situadas abaixo e acima dos 50 metros.Trata-se de um alinhamento praticamenteN-S entre as praias de Lavadores e deMiramar e que, a Sul desta última, rodaligeiramente para NNW. É muito interes-sante verificar que este alinhamento coin-cide com a separação entre depósitosmarinhos e fluviais. Trata-se de uma hipó-tese levantada por ARAÚJO (1991), masque ganha maior visibilidade a partir destaforma de representação (figura 2), ou seja,

posteriormente à formação dos depósitosda fase II, terá havido um abatimento dafachada ocidental, que colocou esta faixadeprimida ao alcance do mar aquando dosperíodos interglaciários. A clara separaçãoentre os depósitos fluviais e marinhosteria, assim, uma razão de ordem tectóni-ca. É curioso verificar que existe uma espé-cie de avanço, uma deslocação para Oestedas áreas acima dos 50m que rodeiam a fozdo rio Douro. Este facto sugere que o sec-tor situado na imediata proximidade dorio Douro é um pouco mais alto do que asáreas envolventes. Isso pode acontecer porduas ordens de razões:

i - este sector foi ligeiramente soergui-do, o que vem provar a consistência dahipótese deste rio ser antecedente em rela-ção à subida das suas margens na área emque ele atravessa o relevo marginal (grossomodo situada entre a ponte da Arrábida e afoz do rio Tinto);

ii - trata-se de uma área coberta pordepósitos fluviais da fase II. Estes depósi-tos são razoavelmente espessos e, dada asua permeabilidade ser superior à do subs-trato, podem ter contribuído para protegerda erosão os locais onde existam depósitos,relativamente, àqueles onde afloram osxistos ou até mesmo os granitos. Isso per-mitiria a existência da projecção das curvasde nível detectada na figura 2.

Os factos acima referidos conduzem-nos a concluir que a neotectónica e/ou atectónica recente poderá ter tido, na plata-forma litoral da região do Porto, umaimportância maior do que geralmente lheé atribuída. Não devemos esquecer-nosque estamos numa área em que a probabi-lidade de movimentações tectónicas é par-ticularmente grande, devido à passagem


de uma falha ainda activa, a faixa de cisal-hamento de Porto-Tomar, muito próximodesta faixa costeira. É provável que osnovos impulsos tectónicos actuantesdurante o Quaternário (RIBEIRO, 1984)tenham feito rejogar antigas fracturastardi-variscas situadas perto desta impor-tante zona de cisalhamento, acabando porproduzir um relevo com uma orientaçãogeral próxima das suas estruturas. Temque se ter também em conta que depois doCretácico a Península Ibérica sofreu umrejuvenescimento escalonado da fractura-ção antiga, além da formação de novos sis-temas de fracturas que ainda hoje estão,em parte, activos (RIBEIRO, 2002).

A observação do mapa da figura 10mostra ainda um outro facto bastantecurioso. A margem direita do rio Tintotem uma configuração claramente rectilí-nea, com direcção NE-SW. O mesmo suce-de com o sector mais a montante orienta-do por um alinhamento com direcçãoNNE-SSW. Além disso, toda a área situa-da a Leste do rio Tinto parece correspondera um graben em forma de losango, delimi-tado pelo alinhamento da margem direitado Rio Tinto, pela ribeira do Gramido (deNE-SW a NNE-SSW) e pelo troço dedirecção NNW-SSE do Rio Douro, pro-longado pelo seu afluente, o rio Febros(figura 10). Parece, assim, confirmar-se aimportância dos lineamentos estruturaisna organização do relevo a Leste do RelevoMarginal.

Na figura 12 apresenta-se um modelointerpretativo da evolução fini-cenozóicapara a plataforma litoral entre a Foz do rioLeça e Espinho. A variedade dos depósitose a incidência de diversas fases de movi-mentação tectónica, implica a necessidade

de definir as diferentes fases de deposição eestabelecer a sua relação com movimenta-ção tectónica. Esta terá actuado continua-mente, embora com fases de maior inten-sidade, que se fizeram sentir por diversasvezes. Assim, os depósitos da primeira fase(Placenciano?) correspondentes a uma pla-nície aluvial litoral foram afectados pelaactividade tectónica responsável pela edifi-cação do relevo marginal.

A criação do relevo marginal estará naorigem dos depósitos de tipo leque aluvial(fase II). Por sua vez, estes depósitos sãoafectados por movimentos, provavelmen-te, transpressivos que poderão estar rela-cionados com a formação do degrau topo-gráfico que separa os depósitos fluviaisdos marinhos. É a existência de um abati-mento na área ocidental que permite ainvasão do mar e a deposição de antigaspraias na parte ocidental da plataformalitoral. Estes depósitos marinhos, por suavez, também são afectados pela tectónica,como pode deduzir-se da sua ocorrência adiferentes altitudes ao longo da área emestudo (ARAÚJO, 1997). Recentemente,encontrámos, em Lavadores, provas dadeformação de depósitos marinhos poruma actividade tectónica compressiva,logo necessariamente muito recente. Asituação do corte em questão, junto àpraia de Lavadores e sugere que a proxi-midade da faixa de cisalhamento dePorto-Tomar poderá estar na origem destamovimentação.

Em regra, no litoral, as superfícies deaplanação são muito pouco extensas. A suacompartimentação pode ficar a dever-se, àsvariações do nível do mar que aí se fazemsentir com muito maior acuidade. Mas,não é de negligenciar a hipótese de pode-



Figura 12. Um modelo interpretati-vo da evolução fini-cenozóica para aplataforma litoral entre a Foz do rioLeça e Espinho.

rem rejogar com movimentos epirogénicosde blocos, possivelmente de origem isostá-tica. Todos estes aspectos contribuem parauma certa complexidade geomorfológica,bem patente no mapa da figura 10. Issoimplica que o estudo da plataforma litoraldeva ser feito tomando em linha de contauma grande variedade de aspectos. Porisso, o respectivo tratamento deverá serfeito a uma escala de maior pormenor doque aquela que é utilizada nas áreas emque a compartimentação do relevo é, emregra, menos intensa.

As ideias expostas anteriormente sópoderão confirmar-se cabalmente na medi-da em que haja correlações regionais entredepósitos estribadas em datações radiomé-tricas ou micropaleontológicas. Essas data-ções, em vias de realização na região entrePorto e Águeda, serão, segundo espera-mos, um instrumento de excelência para aapoiar a construção de hipóteses mais con-sistentes.

AGRADECIMENTOS

Queremos manifestar a nossa gratidão aoGabinete de Estudos de Desenvolvimento eOrdenamento do Território (GEDES) e aoprojecto TBA / ‘The Tertiary of Central-Northern Portugal: basin analysis, strati-graphy and resources” (FCT-POCTI/CTA/ 38659/ 2001), pelo financiamentoconcedido. Este trabalho recebeu apoio dosprojectos PRAXIS/ CTA/ 82/ 1994(Universidade do Porto), MODELIB/ FCT(POCTI/ 35630/ CTA/ 2000– FEDER) ede uma bolsa (SFRH/ BPD/ 3641/ 2000,Universidade de Aveiro) para HIC. AosDrs. José Teixeira, Eduardo Carvalho eCarla Ribeiro, o nosso agradecimento peloapoio nas ilustrações cartográficas.

Recibido: 4-VII-03Aceptado: 14-VIII-03


REFERÊNCIAS

ARAÚJO, M. A. (1991). Evolução geomorfológica daplataforma litoral da região do Porto. Universidadedo Porto. 534p., 1 anexo e 3 mapas. (tese dedoutoramento)

ARAÚJO, M. A. (1994). Protection andConservation of Sampaio Area (Labruge, Vila doConde, North of Portugal). In: “Littoral/94”proceedings, Associação Eurocoast-Portugal,IHRH (Instituto de Hidráulica e RecursosHídricos da Univ. do Porto) e ICN (Instituto deConservação da Natureza), II: 865-877.

ARAÚJO, M. A. (1995). Paleoambientes fini-ter-ciários e quaternários no litoral da região doPorto - Dinamica y Evolución de MediosCuaternarios. Actas do Simpósio Internacional sobrePaleoambiente Quaternario na Península Ibérica,Xunta de Galícia, Santiago de Compostela:359-373.

ARAÚJO, M. A. (1997). A plataforma litoral daregião do Porto: Dados adquiridos e perplexida-des. Estudos do Quaternário, APEQ, Lisboa, 1: 3-12.

BEETSMA, J. J. (1995). The late Proterozoic/Paleozoic and Hercynian crustal evolution of theIberian Massif, N Portugal, as traced by geoche-mistry and Sr-Nd-Pb isotope systematics of pre-Hercynian terrigenous sediments and Hercynian gra-nitoids. Vrije Universiteit Amsterdam. 223 pp.(Tese de doutoramento).

CABRAL, J. (1995). Neotectónica de PortugalContinental. Mem. Inst. Geol. Min., Lisboa, 31:1-251.

CABRAL, J. & RIBEIRO, A. (1989). CartaNeotectónica de Portugal (escala 1:1000000). Serv.Geol. Portugal, Lisboa.

CHAMINÉ, H. I. (2000). Estratigrafia e estrutura dafaixa metamórfica de Espinho–Albergaria-a-Velha(Zona de Ossa-Morena): implicações geodinâmicas.Universidade do Porto. 497 pp, 2 anexos, 3mapas. (Tese de doutoramento).

CHAMINÉ, H. I.; GAMA PEREIRA, L. C.; FON-SECA, P. E.; NORONHA, F. & LEMOS DESOUSA, M. J. (2003). Tectonoestratigrafia dafaixa de cisalhamento de Porto–Albergaria-a-Velha–Coimbra–Tomar, entre as Zonas Centro-Ibérica e de Ossa-Morena (Maciço Ibérico, Wde Portugal). Cad. Lab. Xeol. Laxe, A Coruña.(este volume)

COSTA, J. C. & TEIXEIRA, C. (1957). CartaGeológica de Portugal na escala de 1/50 000.

Notícia explicativa da Folha 9-C (Porto). Serv.Geol. Portg. Lisboa. 38 pp.

DIAS, R. & RIBEIRO, A. (1993). Porto–Tomarshear zone, a major structure since the begin-ning of the Variscan orogeny. Comun. Inst. Geol.Min., 79: 31-40.

ERHART, H. (1956). La génèse des sols en tant quephénomène géologique. Col. Évolution desSciences, Masson et Cie, Paris, 8: 1-90.

FERREIRA, A. B. (1993). As Rañas em Portugal :significado geomorfológico e estratigráfico. In:O Quaternário em Portugal, balanço e perspectivas.ed. Colibri, Lisboa, APEQ: 7-15.

GAMA PEREIRA, L. C. (1987). Tipologia e evoluçãoda sutura entre a Zona Centro Ibérica e a Zona OssaMorena no sector entre Alvaiázere e Figueiró dosVinhos (Portugal Central). Universidade deCoimbra. 331 pp. (Tese de doutoramento).

GAMA PEREIRA, L. C. (1998). A faixa de cisalha-mento Porto–Tomar, no sector entre o Espinhale Alvaiázere (Portugal Central). In:CHAMINÉ, H. I., DIAS, A. G., RIBEIRO, M.A. & BORGES, F. S., Coords, 4ª ConferênciaAnual GGET’98. Geologos, Porto, 2: 23-27.

GAMA PEREIRA, L. C. & MACEDO, C. A. R.(1983). Sobre a idade dos granitos de Figueiródos Vinhos, Pedrogrão Grande e dum pegmati-to pegmatito do Casal do Zote (Dornes) no sec-tor da sutura Ossa-Morena-Zona CentroIbérica, a norte de Tomar (Portugal Central):algumas implicações geotectónicas. Comun. Serv.Geol. Portg., 69 (2): 265-266.

MARTÍN-SERRANO, A. (2000). El paisage delárea fuente cenozóica, evolución e implicacio-nes, correlación con el registro sedimentario delas cuencas. Actas do 1º Congresso sobre o Cenozóicode Portugal, Fac. Ciências da Univ. Nova deLisboa, Monte da Caparica: 21-32.

NORONHA, F. & LETERRIER, J. (2000).Complexo metamórfico da Foz do Douro(Porto). Geoquímica e geocronologia. Rev. RealAcad. Galega Ciencias, Santiago de Compostela,19: 21-42.

OLIVEIRA, J. T., PEREIRA, E., RAMALHO, M.,ANTUNES, M. T. & MONTEIRO, J. H.,[Coords.] (1992). Carta Geológica de Portugal àescala 1/500 000, 5ª edição, 2 Folhas. ServiçosGeológicos Portugal. Lisboa.

PEREIRA, D. I. (1997). Sedimentologia eEstratigrafia do Cenozóico de Trás-os-Montes


Oriental (NE Portugal). Universidade do Minho,Braga, 341 p. (Tese de doutoramento).

REBELO, F. (1975). Serras de Valongo: estudo de geo-morfologia. Suplemento de “Biblos”, Univ.Coimbra, 9: 1-194.

RIBEIRO, A. (1984). Néotectonique du Portugal.Livro de Homenagem a Orlando Ribeiro,Centro de Estudos Geográficos, Lisboa: 173-182.

RIBEIRO, A. (2002). Soft plate and impact tectonics.Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg. 324 pp.

RIBEIRO, A., ANTUNES, M. T., FERREIRA, M.P., ROCHA, R. B., SOARES, A. F.,ZBYSZEWSKI, G., ALMEIDA, F. M., CAR-VALHO, D. & MONTEIRO, J. H. (1979).Introduction à la géologie générale du Portugal.Serviços Geológicos de Portugal. Lisboa. 114pp.

RIBEIRO, A., PEREIRA, E. & SEVERO GON-ÇALVES, L., 1980. Análise da deformação dazona de cisalhamento Porto-Tomar na transver-sal de Oliveira de Azeméis. Comun. Serv. Geol.Portg., 66: 3-9.

RIBEIRO, A.; PEREIRA, E.; CHAMINÉ, H. I. &RODRIGUES, J. (1995). Tectónica do mega-domínio de cisalhamento entre a Zona de Ossa-Morena e a Zona Centro-Ibérica na região dePorto–Lousã. In: Sodré Borges, F. & Marques,

M., Coords, IV Congresso Nacional de Geologia,Porto. Mem. Mus. Labor. miner. geol. Fac. Ciênc.Univ. Porto, 4: 299-303.

RIBEIRO, A.; QUESADA, C. & DALLMEYER,R.D. (1990). Geodynamic evolution of theIberian Massif. In: Dallmeyer, R. D. &Martínez-García, E., Eds, Pre-Mesozoic Geology ofIberia. Springer Verlag. Berlin, Heidelberg. pp.397-410.

RIBEIRO, O., COTELO NEIVA, J. & TEIXEIRA,C. (1943). Depósitos e níveis pliocénicos e qua-ternários dos arredores do Pôrto (Nota prelimi-nar). Bol. Soc. Geol. Portg., 3 (1/2): 95-101.

TEIXEIRA, C. (1949). Plages anciennes et terrassesfluviatiles du littoral du Nord-Ouest de laPéninsule Ibérique. Bol. Mus. Lab. Min. Geol.Fac. Ciências, Lisboa, 5ª série, 17: 33-48.

TEIXEIRA, C. (1979). Plio-Plistocénico dePortugal. Com. Serv. Geol. Portugal, Lisboa, 65:35-46.

TEIXEIRA, C.; PERDIGÃO, J. & ASSUNÇÃO,C. T. (1962). Carta Geológica de Portugal à escalade 1/50000. Notícia explicativa da folha 13-A(Espinho). Serviços Geológicos de Portugal.Lisboa. 28 pp.

THOMAS, M. (1994). Geomorphology in the Tropics: astudy of weathering and denudation in low latitudes.John Wiley and Sons, Chichester. 460 pp.


Documents

Geomorfologia e geologia regional do sector de Porto–Espinho … · Geomorfologia e geologia regional do sector de Porto–Espinho (W de Portugal): implicações morfoestruturais