UNIVERSIDADE DE LISBOA · 2015. 10. 2. · Geologia, Geomorfologia, erosão hídrica, erosão costeira, praias, alimentação sedimentar. ... ÍNDICE GERAL CAPITULO 1 – Introdução

UNIVERSIDADE DE LISBOA FACULDADE DE CIÊNCIAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Estudo Morfodinâmico e Sedimentar das Praias

do

Concelho de Sintra

Lígia Maria Esteves Teles de Oliveira

MESTRADO EM GEOLOGIA DO AMBIENTE, RISCOS GEOLÓGICOS E

ORDENAMENTO DO TERRITÓRIO

LISBOA

- 2009 -

UNIVERSIDADE DE LISBOA FACULDADE DE CIÊNCIAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Estudo Morfodinâmico e Sedimentar das Praias

do

Concelho de Sintra

Lígia Maria Esteves Teles de Oliveira

MESTRADO EM GEOLOGIA DO AMBIENTE, RISCOS GEOLÓGICOS E

ORDENAMENTO DO TERRITÓRIO

LISBOA

- 2009 -

Dissertação apresentada à Faculdade de Ciências

da Universidade de Lisboa para a obtenção do

grau de Mestre, sob a orientação do Professor

Doutor César Freire de Andrade e da Professora

Doutora Maria da Conceição Pombo de Freitas.

Dedicado ao meu pai pela aguçada inteligência e acuidade mental que sempre demonstrou, criando em mim um incentivo para os meandros da ciência e evolução científica, como a circunstância de em criança ter assistido na madrugada do dia 21 de Julho de 1969 à transmissão directa via televisão dos primeiros passos dados por Neil Amstrong e Edwin Aldrin na Lua. Presentemente o meu pai encontra-se internado padecendo de Alzheimer.

RESUMO O presente trabalho incide sobre a alimentação das praias do litoral Sintrense, estudada no

contexto das relações com as rochas que afloram no Concelho de Sintra e do seu contributo

para a formação e manutenção de zonas de praia. Efectuou-se uma caracterização geológica e

geomorfológica da região interior e litoral do Concelho e estudaram-se amostras dos

sedimentos da orla costeira e dos materiais de alteração dos principais conjuntos

litoestratigráficos do Município. Os procedimentos laboratoriais contemplaram a análise

granulométrica e a determinação do teor em carbonato de cálcio destes materiais, com o

objectivo de avaliar a compatibilidade textural entre materiais – fonte e depósitos

sedimentares. Recolheram-se e processaram-se elementos mesológicos relevantes para

caracterizar o sistema de erosão hídrica (precipitação, temperatura) e aplicou-se um método

empírico para quantificar a intensidade desta fonte sedimentar. Os elementos disponíveis

sobre a erosão costeira, nomeadamente expressa por movimentos de massa de vertentes

litorais, foram também usados para estimar a contribuição deste tipo de erosão para a

alimentação sedimentar do litoral. Finalmente, combinaram-se os valores obtidos para as

fontes sedimentares com a informação de natureza textural e, uma vez desenvolvidos índices

de compatibilidade adequados, estimou-se o débito sólido anual de areias texturalmente

compatíveis com os sedimentos de praia.

Os resultados indicam que a erosão hídrica e costeira injectam anualmente quantidades muito

reduzidas de areia na faixa costeira, da ordem de 1 x 103 m3 /ano, distribuídos de forma quase

equitativa pelas duas componentes, ocorrendo a maioria desta alimentação na região sul da

faixa costeira. Este valor é insignificante em comparação com o transporte potencial associado

à deriva litoral, que se encontra sempre subsaturado, pelo que a ocorrência de praias constitui

excepção aos elementos geomorfológicos predominantes – as arribas vivas.

As praias de areia representam aqui formas pontuais, resultantes de condições de retenção ou

de abrigo ocasionais, determinadas pelo recorte da linha de costa.

Os pequenos promontórios salientes localizados a norte possibilitam a retenção de areias

constituíndo praias longas e muito estreitas, encontrando-se praias curtas e mais largas nos

locais onde a linha de arribas é interrompida pelas embocaduras dos principais cursos de água.

Palavras - chave:

Geologia, Geomorfologia, erosão hídrica, erosão costeira, praias, alimentação sedimentar.

ABSTRACT This thesis focuses on the natural sediment supply to beaches of the Sintra municipality,

which is studied in relation to the local geology and potential of outcropping rocks to act as

sediment sources to the coast. A study of the geology and geomorphology of both the inner

and coastal regions of the municipality is presented, accompanied by a characterization of

beach deposits and of the weathering products of the main exposed lithostratigraphic units.

These materials were sampled and processed in the laboratory for grain-size distribution and

content in calcium carbonate, aiming to evaluate compatibility between source-materials and

coastal sediments. Data on climatic features (rainfall, temperature) modulating surface erosion

were compiled, processed and used to quantify the annual volume of solid load delivered to

the coast by stream sources, using an empirical method, and assuming equivalency between

erosion intensity and sediment delivery. Data on annual cliff retreat were also processed to

estimate the gross amount of solid input released by coastal erosion along this coast. The

information on intensity of both sediment sources was further transformed in a rate of supply

of sediment in equilibrium with oceanographic conditions by means of estimating textural

compatibility between source and beach materials.

Results indicate that coastal erosion and stream sources supply only small amounts of sand

(some 1x103 m3/year) to the coast of Sintra municipality, and that each source contributes with

an equal share to this volume; most of the sand input is delivered in the southern tip of the

coast. This rate is negligible when compared with the transport potential of longshore currents

that remains unsaturated in any location of the coast; in agreement, it shows dominancy of

active cliffs with scarce beaches. Here, sand beaches are localized features and depend only of

local sheltering or retention offered by the morphological development of the coastline: small

headlands promote limited sand capture and retention and allow the updrift accumulation of

narrow and elongated sand beaches, whereas stream outlets cutting the cliff-line favor

accumulation of short and wide pocket beaches.

Key – words :

Geology, geomorphology, runoff erosion, coastal erosion, beaches, sediment supply.

AGRADECIMENTOS

O meu muito especial agradecimento à Professora Doutora Maria da Conceição Freitas e ao

Professor Doutor César Freire de Andrade por todo o apoio, disponibilidade, atenção,

dedicação e amizade facultados ao longo deste biénio 2007/2009. Ao Professor Doutor Rui

Taborda pela sua esmerada e incondicional ajuda assim como a boa disposição demonstrada

em sessões de esclarecimento de dúvidas em SIG. À Professora Doutora Maria do Rosário

Carvalho pela inteira disponibilidade na ministração de conhecimentos sobre a execução de

cálculos imprescindíveis ao desenvolvimento da investigação do tema em curso. Ao Professor

Doutor Fernando Marques, pela gentil cedência de alguma bibliografia essencial ao

incremento deste tema. Um agradecimento muito especial e dedicado à Professora Doutora

Carla Kullberg pelo incentivo e apoio que criou em mim para a concretização deste mestrado.

Quero igualmente agradecer à Dra. Vera Lopes, Técnica do Laboratório de “Processos

Costeiros”, que me instruiu e promoveu a familiarização com as técnicas de processamento

laboratorial.

À D. Cleta Melo, funcionária dos serviços de administração do Departamento de Geologia

pela constante disponibilidade e atenção que me dispensou em qualquer circunstância em que

fosse imprescindível a sua colaboração.

Finalizando, quero deixar um agradecimento especial à minha família pelo apoio e incentivo

demonstrados, em especial ao meu filho pela dedicação em ajuda temporal e ao meu esposo

pela companhia facultada nas saídas de campo efectuadas, para a realização deste mestrado.

i

ÍNDICE GERAL

CAPITULO 1 – Introdução

Introdução................................................................................................................................... 1

Localização Geográfica .............................................................................................................. 4

Objectivos................................................................................................................................... 9

CAPITULO 2 – Geologia e Geomorfologia do Concelho de Sintra

Introdução................................................................................................................................. 10

Análise Geométrica, Dinâmica e Cinemática........................................................................... 11

Enquadramento Geológico Regional – O Concelho De Sintra ................................................ 14

Enquadramento Geomorfológico ............................................................................................ 36

1 – A superfície de aplanação e os vales .............................................................................. 37

2 – A Serra de Sintra ............................................................................................................ 39

3 – O Litoral ......................................................................................................................... 40

Os Sistemas Litorais ................................................................................................................. 41

Sistemas com Arribas ........................................................................................................... 45

Arriba mergulhante - [ Am].............................................................................................. 45

Arriba com a base coberta por blocos - [Ab].................................................................... 47

Sistema plataforma de sopé – arriba - [Ps – A] ................................................................ 48

Sistema praia encastrada – arriba - [ Pre-A]..................................................................... 50

Subsistema praia alongada e estreita – Arriba - [Pra – A]................................................ 51

Subsistema praia alongada e estreita – Arriba inactiva - [Pra – A(i)] .............................. 52

Sistemas sem arribas............................................................................................................. 53

Sistema “praia – planície aluvial” - [Pr-Pla] .................................................................... 53

Sistema praia – duna - [Pr – D] ........................................................................................ 55

As Praias Do Concelho De Sintra ............................................................................................ 56

ii

CAPITULO 3 – Elementos Climáticos

Introdução................................................................................................................................. 59

Precipitação .......................................................................................................................... 59

A Temperatura...................................................................................................................... 60

O vento ................................................................................................................................. 84

Nevoeiro ............................................................................................................................... 84

O Escoamento Superficial .................................................................................................... 85

Hidrologia Marítima................................................................................................................. 90

Ondulação............................................................................................................................. 91

Deriva litoral......................................................................................................................... 92

Upwelling e a temperatura das águas superficiais................................................................ 93

Marés .................................................................................................................................... 93

“Storm surge” ....................................................................................................................... 93

Variações do nível do mar ao longo dos séculos.................................................................. 94

CAPITULO 4 – Métodos

1 – Campanhas de terrreno ................................................................................................... 97

2 – Localização geográfica e geológica das amostras. ........................................................ 98

3 – Processamento laboratorial........................................................................................... 102

CAPITULO 5 – Resultados e Discussão

5.1 – Conteúdos sedimentares das praias, dunas e fontes sedimentares do Concelho de

Sintra. Caracterização granulométrica e composicional..................................................... 108

5.2 – Geologia dos afloramentos litorais, resistência à erosão, tipo de movimentos, taxas de

recuo e produção de sedimento útil para as praias ............................................................. 126

iii

5.3 – Utilização dos elementos climáticos para a parametrização do método de Teixeira e

Andrade e cálculo da taxa de produção sedimentar fornecida pelo sistema de erosão hídrica

a partir da rede de drenagem.............................................................................................. 135

5.4 – Deriva Litoral ............................................................................................................ 140

CAPITULO 6 – Conclusões.............................................................................................. 142

Referências bibliográficas ............................................................................................... 144

Documentos cartográficos ............................................................................................... 148

Endereços electrónicos ..................................................................................................... 148

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1- Freguesias do Concelho de Sintra............................................................................... 5

Figura 2- Carta Administrativa Oficial de Portugal, (construída em Arc Map, usando a base

matricial fornecida pela C. M. de Sintra). .................................................................................. 7

Figura 3– Carta Administrativa Oficial do Concelho de Sintra e Concelhos Adjacentes

(construída em Arc Map, usando a base matricial fornecida pela C. M. de Sintra). O Concelho

de Odivelas não se encontra representado porque à data da construção desta base matricial,

este Município ainda não tinha sido criado. ............................................................................... 8

Figura 4 – Carta Geológica do Concelho de Sintra, (construída em Arc Map, usando a base

matricial fornecida pela C.M. de Sintra) .................................................................................. 15

Figura 5 - Arribas da praia de S. Julião onde se observam as formações do Belasiano C2AC -

calcários e margas. Foto de Julho de 2008. .............................................................................. 25

Figura 6 - Duna consolidada da praia de Magoito. Foto de Julho de 2008. ............................. 30

Figura 7 – Representação esquemática dos Sistemas Litorais que se observam na Orla Costeira

de Sintra.................................................................................................................................... 45

Figura 8 – A fotografia ilustra a região a sul do Cabo da Roca, apresentando um sector de

arriba mergulhante (foto de Novembro de 2009). .................................................................... 46

Figura 9 – As fotografias ilustram a região a sul do Cabo da Roca, apresentando um sector de

arriba com a base coberta por blocos (foto de Novembro de 2009)......................................... 48

Figura 10 – As fotografias respectivamente de Julho de 2008 e Novembro de 2009 evidênciam

sectores em que se observa o sistema plataforma de sopé da arriba. A da esquerda,

iv

compreende a região a norte da praia da Aguda, onde se observam algumas saliências litorais

com plataforma rochosa no sopé da arriba. A da direita, mostra um pequeno sector na arriba

norte da praia das Maçãs. ......................................................................................................... 49

Figura 11 – Observa-se nestas duas imagens o sistema praia encastrada (foto da esquerda) e o

sistema de arriba com a base coberta por blocos (foto da direita). Estas fotos correspondem à

praia da Ursa, situada a norte do Cabo da Roca (Novembro de 2009)..................................... 51

Figura 12 – A fotografia da esquerda mostra o sector sul da praia de Vide. A fotografia da

direita mostra o sector norte da praia da Aguda, observando-se a duna consolidada da praia e

respectivo acesso. Ambas as fotos são evidências do sistema litoral de praia alongada e

estreita – arriba. Fotos de Julho de 2008. ................................................................................. 52

Figura 13 – Ambas as imagens ilustram o subsistema praia alongado e estreita com arriba

inactiva. A imagem da esquerda mostra o sector norte da praia Grande. A imagem da direita é

um pormenor de isolamento da arriba. ..................................................................................... 53

Figura 14 – As imagens ilustram o sistema praia – planície aluvial localizado na praia das

Maçãs (Novembro de 2009). A fotografia da esquerda apresenta o curso de água que vem de

montante em direcção ao mar. A fotografia da direita mostra a embocadura do rio e a interface

entre as águas fluviais e marinhas. ........................................................................................... 55

Figura 15 – Imagem representativa da duna da praia das Maçãs, ilustrando o sistema praia –

duna (Novembro de 2009)........................................................................................................ 56

Figura 16 – Carta Administrativa Oficial do Concelho de Sintra e Concelhos Adjacentes, com

a localização das estações meteorológicas. .............................................................................. 82

Figura 17 - Mapa representativo da distribuição dos valores de precipitação (em mm) no

Concelho de Sintra, segundo os valores das estações meteorológicas seleccionadas, do tipo

udométrico/udográfico.............................................................................................................. 83

Figura 18 – Mapa altimétrico do Concelho de Sintra (observem-se as manchas mais

significativas no relevo do município, e os vales encaixados de algumas ribeiras de substancial

importância).............................................................................................................................. 87

Figura 19 – Bacias Hidrográficas do Concelho de Sintra. ...................................................... 88

Figura 20 – Rede hidrográfica do concelho de Sintra e respectivas bacias hidrográficas,

destacando-se as de maior contributo de drenagem para o litoral e que estão representadas na

tonalidade verde........................................................................................................................ 89

Figura 21 - Localização geográfica das amostras recolhidas, desde a Foz do Falcão até às

Azenhas do Mar........................................................................................................................ 98

Figura 22 - Localização geográfica das amostras recolhidas, desde a praia das Maçãs até à

praia da Ursa (legenda na figura 23). ....................................................................................... 99

v

Figura 23 – Localização geográfica das amostras recolhidas de solos graníticos e sieníticos.

................................................................................................................................................ 100

Figura 24– Curvas de frequência acumulada de amostras de praia........................................ 115

Figura 25– Curvas de frequência acumulada de amostras de duna........................................ 117

Figura 26– Curvas de frequência acumulada de amostras de fracção não carbonatada de rochas

cortadas por arribas................................................................................................................. 119

Figura 27 – Curvas de frequência acumulada de materiais de alteração da rocha magmática.

................................................................................................................................................ 120

Figura 28 – Projecção dos parâmetros Media versus Desvio Padrão das amostras estudadas.

................................................................................................................................................ 122

Figura 29 – Projecção dos parâmetros Media versus Assimetria das amostras estudadas..... 123

Figura 30 – Diagrama triangular composicional das amostras............................................... 125

Figura 31 – Ilustração esquemática da localização de escorregamentos ao longo do litoral do

Concelho de Sintra, Marques (2008). ..................................................................................... 129

Figura 32 – Representações gráficas das curvas de distribuição granulométrica das areias de

famílias litológicas e texturalmente distintas, com ênfase para a sua representatividade no

espectro entre os valores de 0.35 Ø e 1.9 Ø. ......................................................................... 134

Figura 33 - Área das bacias que drenam para o litoral do Concelho de Sintra e respectivas

litologias aflorante. ................................................................................................................. 138

ÍNDICE DE TABELAS E QUADROS

Tabela I ....................................................................................................................................... 6

Quadro I.................................................................................................................................... 42

Quadro II .................................................................................................................................. 43

Tabela II.................................................................................................................................... 57

Tabela III .................................................................................................................................. 58

Tabela IV – Estações Meteorológicas do INAG .......................................................................... 61

Tabela V – Estações Meteorológicas do IMG ............................................................................. 62

vi

Tabela VI – Estação Meteorológica Udométrica do INAG 20A/01U (Azenhas do Mar – Precipitação)

.................................................................................................................................................. 63

Tabela VII – Estação Meteorológica Udográfica do INAG 21B/10G (Cacém – Precipitação) ......... 64

Tabela VII (continuação) – Estação Meteorológica Udográfica do INAG 21B/10G (Cacém –

Precipitação) ............................................................................................................................... 65

Tabela VIII– Estação Meteorológica Climatológica do INAG 20B/04C (Cheleiros – Precipitação) . 66

Tabela VIII (continuação) – Estação Meteorológica Climatológica do INAG 20B/04C (Cheleiros –

Precipitação) ............................................................................................................................... 67

Tabela IX – Estação Meteorológica Climatológica do INAG 21A/01C (Colares-Sarrazola –

Precipitação) ............................................................................................................................... 68

Tabela IX (continuação) – Estação Meteorológica Climatológica do INAG 21A/01C (Colares-

Sarrazola – Precipitação)............................................................................................................... 69

Tabela X – Estação Meteorológica Udográfica do INAG 21A/09G (Linhó – Precipitação) .............. 70

Tabela XI – Estação Meteorológica Udográfica do INAG 21B/10G (Barragem do Rio da Mula –

Precipitação) ............................................................................................................................... 71

Tabela XII – Estação Meteorológica Udográfica do INAG 21B/11UG (Caneças – Precipitação) ...... 72

Tabela XII (continuação) – Estação Meteorológica Udográfica do INAG 21B/11UG (Caneças –

Precipitação) ............................................................................................................................... 73

Tabela XIII – Estação Meteorológica do IMG (Dois Portos – Precipitação) .................................. 74

Tabela XIII (continuação) – Estação Meteorológica do IMG (Dois Portos – Precipitação)............ 75

Tabela XIV – Estação Meteorológica do IMG (Sintra Vila – Precipitação).................................... 76

Tabela XIV (continuação) – Estação Meteorológica do IMG (Sintra Vila – Precipitação)............. 77

Tabela XV – Estação Meteorológica do IMG (Sintra Granja – Precipitação) ................................. 78

Tabela XV (continuação) – Estação Meteorológica do IMG (Sintra Granja – Precipitação) .......... 79

vii

Tabela XVI – Estação Meteorológica do IMG (Cabo da Roca – Precipitação) ............................... 80

Tabela XVI (continuação) – Estação Meteorológica do IMG (Cabo da Roca – Precipitação) ........ 81

Quadro III – Área e respectiva designação das Bacias Hidrográficas das ribeiras que drenam para o

litoral de Sintra .......................................................................................................................... 90

Quadro IV – Identificação das Amostras ................................................................................... 101

Tabela XVII............................................................................................................................ 103

Quadro V – Amostras de Areias de Praia................................................................................... 108

Quadro VI – Amostras de Areias de Dunas.........................................................................................109

Quadro VII – Amostras de Calcários, Margas e Conglomerados................................................... 110

Quadro VIII – Amostras de Solos Graníticos e Sieníticos ..................................................... 111

Tabela XVIII........................................................................................................................... 124

Tabela XIX ............................................................................................................................. 127

Tabela XX – Características e produção sedimentar (compatível com areias de praia) dos movimentos de massa de vertente do litoral Sintrense .............................................................................................130

Tabela XX (continuação) – Características e produção sedimentar (compatível com areias de praia)

dos movimentos de massa de vertente do litoral Sintrense ..................................................................131

Quadro IX – Valores de precipitação média anual de cada estação climatológica ............................136

Quadro X – Dados utilizados no cálculo da erosão hídrica/produção sedimentar associada a cada

bacia hidrográfica, de acordo com a fórmula empírica desenvolvida por

Andrade & Teixeira (1997) ..................................................................................................................136

Quadro XI.............................................................................................................................................139

Quadro XII ...........................................................................................................................................140

Estudo Morfodinâmico e Sedimentar das Praias do Concelho de Sintra

2008/2009 1

CAPITULO I

INTRODUÇÃO

O presente trabalho, constitui o relatório final da Unidade Curricular de Dissertação, do Curso

de Mestrado em Geologia do GeoFCUL, Ambiente, Riscos Geológicos e Ordenamento do

Território. Nele se sumariam as actividades desenvolvidas, com vista à caracterização dos

conteúdos geológicos e geomorfológicos do Concelho de Sintra, incluindo elementos sobre a

organização dos sistemas de drenagem e tipologia do litoral. A informação compilada e

estudada foi posteriormente utilizada para avaliação da importância dos processos de erosão

costeira e erosão hídrica na alimentação das praias do Concelho.

A variável extensão dos areais que o litoral do Concelho de Sintra apresenta (23,5 km), está

directamente relacionada com as diversas fontes de alimentação que podem promover o seu

enchimento. O propósito deste estudo é tentar descobrir as causas que permitem não só o

enchimento sedimentar de certos troços do litoral, mas também, o défice de sedimentos que se

encontra noutros locais do mesmo. Todos os sedimentos, embora de diferente granulometria,

que se acumulam no litoral, podem advir das aluviões trazidas pelos cursos de água, assim

como da acção dos agentes de erosão nos escarpados litorais, de materiais biogénicos

provenientes da fragmentação das conchas dos seres vivos aquáticos, de areias que se

encontram na plataforma continental, e de outras que são remobilizadas pelo mar, atingindo

um ponto da linha de costa por intermédio de uma corrente litoral, a corrente de deriva litoral,

depois de mobilizados de outro ponto da costa. Assim sendo, o organigrama que se apresenta

poderá ser ilustrativo da proveniência dos sedimentos que atingem o litoral.


2008/2009 2

No entanto, há que referir que as oscilações que se têm vindo a observar na extensão de areal

no litoral ao longo do tempo, são produto de interacções entre os subsistemas Atmosfera,

Hidrosfera e Litosfera, cuja acção pode desencadear erosão substancial da areia, ou, por outro

lado, promover a sua acumulação, contribuindo para a diminuição ou expansão de praias.

PROCESSOS IINTERVINIENTES: Transporte eólico

Corrente de deriva

Correntes

PROVENIÊNCIA CONTINENTAL

Sedimentos Litorais

PROVENIÊNCIA MARINHA

Bacias hidrográficas (transporte pelos cursos de

água)

Arribas Litorais (erosão hídrica / marinha)

Sedimentos acumulados na plataforma continental

Produção biogénica da plataforma continental

Transporte fluvial

Ondas


2008/2009 3

As arribas litorais podem ser comparadas a taludes naturais que sofrem erosão mais ou menos

intensa no sopé. Esta erosão, que provoca um aumento do declive da arriba e/ou formação de

subescavações de sopé, proporciona a ocorrência de fenómenos de instabilidade e de

movimentos de massa como a queda de blocos e deslizamentos ou escorregamentos, tanto

mais frequentes quanto mais brandas são as litologias que suportam as arribas. Os sedimentos

resultantes destes movimentos formam uma protecção de sopé com uma duração variável, mas

que, durante algum tempo, contribui para impedir a continuação da erosão marinha. Estes

detritos tendem a ser desagregados pelas ondas e redistribuídos pelas correntes litorais, com

uma orientação paralela à linha de costa, ou transversalmente, em direcção ao mar e à

plataforma continental. Após a remoção completa destes depósitos, o processo erosivo sobre o

sopé do maciço reinicia-se e ocorrem novos movimentos de massa de vertente. Esta

ciclicidade nos fenómenos descritos, implica recuo das arribas e consequentemente avanço do

mar sobre a linha de costa, recuando esta para dentro do continente. Aqui também está

implícita a acção erosiva das ondas, que depende das características que a onda apresenta, da

topografia do litoral, das condições meteorológicas, etc. A acção hidráulica da onda quando

atinge a base das arribas exerce directa ou indirectamente acções mecânicas, esforços de

compressão, tracção e corte.

Saliente-se ainda que o clima da Terra não tem sido imutável, tendo ao longo dos tempos

havido flutuações climáticas, que conduzem a mudanças na temperatura, no regime de ventos

e de precipitação, repercutindo-se em todos os subsistemas do planeta Terra, mas com maior

ênfase na biosfera. Para além da análise de registos climáticos, é primordial que se proceda a

uma avaliação das condições paleoclimáticas de determinado local, tentando inferir se esteve

submetido ou não a condições climáticas distintas das actuais, através da utilização de

indicadores ambientais, que podem ser de âmbito paleoecológico, geomorfológico,

hidrogeológico, etc. As flutuações climáticas não têm sempre a mesma amplitude, e a

passagem de um período glaciário a um período interglaciário pode ser muito rápida. Com

efeito, desde o último máximo glaciário que ocorreu há cerca de 18 000 anos, no Plistocénico,

ocorreram flutuações climáticas importantes. Ao aquecimento generalizado que caracteriza o

final do Plistocénico, segue-se um curto episódio frio (o“Dryas Recente” há cerca de 11 000

anos BP). Durante o Holocénico verificou-se um período de aquecimento também

generalizado incluindo épocas mais quentes que a actual (“Óptimos Climáticos”), provocando

subidas do nível do mar, intercalados por arrefecimentos, dos quais merece realce a “ Pequena

Idade do Gelo” que se sucedeu à Idade Média (“Época Quente Medieval”), e se prolongou até

ao séc. XIX. Na actualidade, assiste-se a um novo aquecimento global, desta vez de génese


2008/2009 4

antrópica e associada ao incremento do efeito de estufa. Segundo Dias et al. (2000) estas

flutuações climáticas forçam o litoral e complementam-se com acções antrópicas, que não

conseguem mitigar e travar a erosão presentemente observada na nossa costa; pelo contrário

tendem a acelerar os seus efeitos através da construção de estruturas de engenharia pesadas

(esporões e paredões). No concelho de Sintra o número de obras de protecção costeira é muito

pequeno, pelo que esta variável tem influência também pequena na retenção de praias. Assim,

as razões que levam à existência e dimensão das praias do Concelho estarão essencialmente

relacionadas com a geologia e geomorfologia da linha de costa e da margem terrestre

enquanto áreas produtoras de sedimentos, com a actividade dos agentes de dispersão

(correntes geradas por ondas e marés) e com a interacção entre a forma do litoral e sedimentos

colocados em trânsito.

Se estamos perante a interacção dos subsistemas atrás mencionados, é pertinente referir que as

alterações climáticas que se têm verificado ao longo do tempo, com maior ênfase desde a

revolução industrial, pelo excesso de dióxido de carbono e outros gases responsáveis pelo

efeito de estufa libertados para a atmosfera, são factores determinantes da instabilidade das

zonas litorais e por conseguinte o avanço da linha de costa em relação ao continente. Para

conseguir projectar o impacto de alterações climáticas futuras no litoral do Concelho de

Sintra, importa antes do mais caracterizá-lo no presente.

LOCALIZAÇÃO GEOGRÁFICA

A região em estudo situa-se na província da Estremadura e abrange todo o Concelho de Sintra.

Este, ocupa uma área de 316 749 km2 e concentra uma população de 445 872 habitantes

(dados referentes ao censo de 2008, tabela I, Wikipédia, http://pt.wikipedia.org/wiki/Sintra,

consultada em 2009). Este número confere-lhe uma densidade populacional de 1 407 hab/km2,

que é bastante elevada quando comparada com os restantes concelhos do país (densidade

média populacional do país 115,3 hab/km2), devido ao afluxo de emigrantes de vários países

do continente Europeu e Africano. Possui vinte freguesias (Agualva, Algueirão-Mem Martins,

Almargem do Bispo, Belas, Cacém, Casal de Cambra, Colares, Massamá, Mira-Sintra, Monte

Abraão, Montelavar, Pêro-Pinheiro, Queluz, Rio de Mouro, Santa Maria e S. Miguel, São

João das Lampas, São Marcos, São Martinho, São Pedro de Penaferrim e Terrugem). Destas

freguesias, apenas as de Colares e São João das Lampas têm linha de costa, sendo as restantes

interiores, como ilustra a figura 1 [(Câmara Municipal de Sintra, http://www.cm-sintra.pt/ ,

consultada em 2009)].


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Figura 1- Freguesias do Concelho de Sintra.

O Concelho está representado na base topográfica das Folhas nº (s) 401A, 402, 403, 415, 416,

417, 429 e 430, à escala de 1/25000, publicadas pelos Serviços Cartográficos do Exército, nas

cartas corográficas 34-A, 34-B e 34-C à escala de 1/50000, publicadas pelo Instituto

Português de Cartografia, nas Folhas 34-A (Sintra - 1991), 34-B (Loures - 1981) e 34-C

(Cascais - 1999) da Carta Geológica de Portugal à escala de 1/50000, publicadas pelos

Serviços Geológicos de Portugal.


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TABELA I

A origem do Município dilui-se na história da vila de Sintra, que abarca um vastíssimo

património arqueológico. Os mais antigos testemunhos de ocupação humana, localizam-se

num cume da vertente Norte da Serra de Sintra. Trata-se da ocupação epipaleolítica da Penha

Verde, com abundantes utensílios do tipo microlaminar. Existem também testemunhos de uma

ocupação do Neolítico junto à Capela do Castelo dos Mouros, testemunhada por cerâmicas

decoradas, associadas a uma indústria lítica talhada em sílex, datada pelo método

radiocarbono de inícios do V milénio a. C. Encontram-se ainda na região vestígios de

ocupação romana e muçulmana. O Município recebeu foral a 9 de Janeiro de 1154, por D.

Afonso Henriques, logo após a tomada da cidade de Lisboa aos Mouros em 1147.

Em termos etimológicos, a origem do nome de Sintra advém de uma referência quase

lendária. Sintra, cuja mais antiga forma medieval conhecida era “Suntria”, aponta para uma

origem Indo-Europeia que significa “Astro Luminoso” ou “Sol”. Ptolomeu registou-a como a

“Serra da Lua” ou “Monte da Lua” e o geógrafo árabe Al-Bacr, no século X, caracterizou

Sintra como uma região “permanentemente mergulhada numa bruma que não se dissipa”

(Wikipédia, http://pt.wikipedia.org/wiki/Sintra, consultada em 2008).

O Concelho de Sintra faz fronteira a oeste com o Oceano Atlântico (a faixa litoral possui uma

extensão de 23,5km), a norte com o Concelho de Mafra, a leste com os Concelhos de Loures e

Odivelas, a sueste com o Município de Amadora e a sul com os Concelhos de Oeiras e

Cascais (figuras 2 e 3).


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Figura 2- Carta Administrativa Oficial de Portugal, (construída em Arc Map, usando a base matricial fornecida pela C. M. de Sintra).


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Figura 3– Carta Administrativa Oficial do Concelho de Sintra e Concelhos Adjacentes (construída em Arc Map, usando a base matricial fornecida pela C. M. de Sintra). O Concelho de Odivelas não se encontra representado porque à data da construção desta base matricial, este Município ainda não tinha sido criado.


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OBJECTIVOS

Os objectivos deste trabalho são:

- Efectuar o estudo da geologia e da geomorfologia do Concelho de Sintra com especial

incidência na orla costeira, com vista à determinação ou avaliação das relações existentes

entre a produção de sedimentos e as acumulações representadas pelas praias.

Para este efeito, estabeleceram-se um conjunto de objectivos parcelares, nomeadamente:

- Caracterizar os conteúdos sedimentares das praias do ponto de vista textural e

composicional.

- Caracterizar o clima do Concelho, com ênfase na precipitação.

- Caracterizar do ponto de vista litoestratigráfico as grandes unidades litoestratigráficas do

Concelho.

- Medir a intensidade de contribuição das fontes sedimentares associadas ao sistema de erosão

hídrica e à erosão costeira e caracterizar a fracção útil para alimentação de praias.

- Identificar sistemas litorais na orla costeira do Concelho de Sintra e inferir sobre a sua

importância na evolução do litoral.

- Comparar a intensidade das fontes sedimentares de proveniência terrestre com o potencial da

distribuição da deriva litoral.


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CAPÍTULO 2

GEOLOGIA E GEOMORFOLOGIA DO CONCELHO DE SINTRA

INTRODUÇÃO

A região em estudo foi sede de uma vasta série de transformações ocorridas durante o Meso-

Cenozóico. Durante este intervalo de tempo deram-se importantes acontecimentos tectónicos

que, após a fragmentação do supercontinente Pangea, culminaram com a abertura e expansão

do Oceano Atlântico, rotação da Península Ibérica (de especial importância para o contexto

geológico e geomorfológico da zona em estudo), desenvolvendo-se, ainda intensa actividade

magmática.

Enumeram-se algumas das principais etapas dessa evolução, seguindo Laughton (1975 – in

Palácios et al,1986), que se relacionam com a região em estudo.

- A fracturação da grande massa continental Paleozóica, ter-se-ia iniciado no começo do

Jurássico (180 M.a.) ou ainda no final do Triásico. A essa fase distensiva estaria associado um

adelgaçamento crustal relacionado com importantes acontecimentos térmicos mantélicos, que

teriam deslocado no sentido ascendente o limite astenosfera-litosfera (Manspeizer et al., 1978,

in Palácios et al, 1986).

Na sequência desta fracturação, teriam ocorrido intrusões diabásicas, principalmente de

natureza toleítica, com importante expressão na bordadura das massas continentais limítrofes

do Atlântico incipiente (Weigand e Ragland, 1970; Bebien e Gagny, 1980; Azambre et

al.1981, in Palácios et al.,1986).

- No início do Cretácico, há cerca de 120 M.a., ou ainda no final do Jurássico, inicia-se a

rotação levógira da Península Ibérica e abertura do Mar do Labrador; tem então lugar uma

fase de intenso alastramento dos fundos oceânicos, a uma velocidade estimada em 5 cm/ano

(Pitman e Talwaani, 1972, in Palácios et al., 1986) e actividade magmática intracontinental

intensa.

- No final do Cretácico, há cerca de 70-80 M.a., cessa a rotação da Península Ibérica e a

abertura do Golfo da Biscaia e inicia-se o alastramento do fundo do Oceano Atlântico para

NW (Biscaia-Labrador).

- No Eocénico médio, há cerca de 45 M.a., dá-se nova rotação da Península Ibérica, desta vez

dextrógira.


2008/2009 11

- Desde o Oligocénico, há cerca de 20 M.a. até ao presente, verifica-se uma reactivação do

alastramento do fundo oceânico, com uma velocidade média estimada em 2 cm/ano.

Foram propostos para Portugal Continental, quatro ciclos de actividade magmática meso-

cenozóica (Ferreira e Macedo 1979, in Palácios et al., 1986), que são bem aceites neste

contexto evolutivo do Âtlantico Norte. No entanto, só o quarto destes ciclos, situado entre os

100 M.a. e os 60 M.a., é que se revela de máxima importância para a região em causa, e

constituí um importante fenómeno associado à rotação da Península Ibérica e

consequentemente à abertura de um importante acidente profundo – uma falha (desligamento

direito) com direcção aproximada NNW-SSE, que permitiu a instalação dos três maciços

subvulcânicos portugueses, na bordadura do soco, sensivelmente contemporâneos e com

características estruturais e petrográficas similares: os maciços de Sintra, Sines e Monchique,

que apresentam forma sensivelmente elíptica, alongada na direcção E-W e estrutura anelar ou

concêntrica.

O maciço eruptivo de Sintra, que se eleva acima das plataformas de aplanação que truncam as

formações sedimentares que o marginam, é o “acidente geológico e geomorfológico de maior

importância da península de Lisboa” (Teixeira, 1962); é um corpo magmático que exibe

zonagem composicional, por conseguinte uma grande variedade petrográfica. Datado pela

metodologia da geocronologia absoluta, usando o método K-Ar, a sua idade é estimada em 82

M.a.. A estrutura interna do maciço resulta de uma disposição do cortejo petrográfico em

diferentes anéis, sensivelmente concêntricos, definindo um complexo anelar. Contudo, sendo

a sua génese plutónica, é considerado um maciço não orogénico, por oposição à de maciços

orogénicos cuja formação está directamente relacionada com colisões entre placas litosféricas.

A instalação deste diapiro magmático irá (como se poderá constatar seguidamente)

condicionar e controlar a tectónica e geomorfologia da região.

ANÁLISE GEOMÉTRICA, DINÂMICA E CINEMÁTICA

O Concelho de Sintra localiza-se na península de Lisboa, que se integra na Orla

Mesocenozóica Ocidental Portuguesa, marginando o Maciço Hespérico, cuja evolução se

iniciou no Pérmico, aquando dos fenómenos de “rifting”, que conduziram (como foi

supracitado), à formação e abertura do Atlântico. A Orla Mezocenozóica é essencialmente

formada por rochas sedimentares e em toda a região estudada os estratos definem uma

estrutura subtabular, sensivelmente inclinada para sul, responsável pela evolução do relevo,

apresentando atitudes com direcção aproximada E-W, e inclinações máximas na ordem dos 10


2008/2009 12

º a 20 º. As estruturas pós sedimentares presentes nesta região são sobretudo falhas e algumas

dobras, cuja actividade foi desencadeada em diferentes episódios tectónicos, para além da

intrusão do maciço de Sintra. As formações sedimentares do Jurássico superior e do Cretácico

que servem de encaixante ao maciço de Sintra foram depositadas no Fosso Lusitaniano,

alongado na direcção NNE-SSW e com reduzida extensão lateral, que se instalou durante o

Mesozóico, bordejando a oeste o Maciço Hespérico, emerso, definindo um “graben” cujos

blocos são limitados por acidentes tardi-hercínicos. A sedimentação marginal neste fosso foi

fortemente controlada por reactivações posteriores a estes acidentes, onde se observam

bruscas variações laterais de fácies e de espessura dos sedimentos, registo de frequentes

oscilações do nível do mar. Enquanto na região norte do fosso a instabilidade provocada pelo

diapirismo salino e a reactivação local dos acidentes tardi-hercínicos provocaram a oscilação

repetida do nível do mar, em vários locais, isolando pequenas bacias de reduzida

profundidade, onde o acarreio detrítico continental se tornava dominante, na região de Sintra,

durante o Jurássico superior e Cretácico, as condições de deposição revelam-se na

generalidade estáveis, inferindo-se um ambiente sedimentar preferencialmente carbonatado,

laguno-marinho, frequentemente isolado por barreiras recifais, alternando com períodos de

nítida influência marinha. As rochas que formam o encaixante do maciço de Sintra são

fundamentalmente constituídas por calcários, calcários margosos e xistentos, calcários recifais

e calcários nodulares do Jurássico superior que passam gradualmente aos calcários e calcários

compactos do Cenomaniano (Kullberg, 1984). A intrusão do maciço eruptivo de Sintra em

séries estratigráficas não deformadas, induziu a formação de um doma nas camadas do

Jurássico e do Cretácico, que o envolvem. Este doma é assimétrico, alongado na direcção E-W

e com tendência cavalgante (vergência) para norte, em consequência do movimento de

desligamento direito sobre o acidente profundo de orientação NW-SE, onde está situado o

maciço eruptivo e que controlou a sua instalação, que foi acompanhada por uma compressão

regional de orientação N-S. Rodeia o doma eruptivo um sinclinal anelar, bem representado a

sul (no Guincho e em Alcabideche), a leste (Rio de Mouro e Mercês); a norte, está encoberto

por depósitos terciários conglomeráticos, sendo localizável na região entre Lourel e Algueirão

e no bordo sul da Praia Grande. Devido à forte vergência para norte que o doma apresenta, as

camadas do flanco sul do sinclinal anelar estão invertidas no bordo norte do maciço de Sintra

e possuem evidências aflorantes de espessura muito inferior à observada a sul do maciço, nas

mesmas camadas. Estas, apresentam forte estiramento e estão recortadas por falhas

cavalgantes com vergência para norte, colocando, a nível local, as rochas do maciço intrusivo

(gabros na região de Galamares) sobre os estratos invertidos do encaixante sedimentar.


2008/2009 13

A instalação forçada do maciço gerou no seu encaixante, vários sistemas de falhas que

formaram a rede alimentadora do cortejo filoniano que acompanhou a intrusão inicial,

formando-se falhas radiais subverticais e falhas com geometria cónica, cuja direcção

acompanha o limite elíptico do maciço (Kullberg 1984). O elevado gradiente de deformação,

associado a um forte gradiente térmico, produziu uma auréola termometamórfica, na qual

estão bem patentes fenómenos de metassomatismo responsáveis pela formação de uma faixa

descontínua de corneanas calcosilicatadas, mármores calcitícos (Calcários de S. Pedro) e

calcoxistos (Xistos do Ramalhão), tendo esta deformação causado clivagem xistenta nestas

formações.

Nas zonas não directamente afectadas pela intrusão magmática, existem quatro sistemas

dominantes de falhas:

1- Acidentes de direcção NW-SE. A sua geração precedeu e controlou a intrusão do

maciço de Sintra.

2- Acidentes de direcção NNE-SSW a NE-SW. A geometria destes sistemas conjugados e

do doma das formações encaixantes do maciço de Sintra, indicam a existência de uma

compressão regional aproximadamente N-S, no Cretácico superior.

3- Acidentes de direcção WNW-ESSE, indicando movimentos de desligamento direito.

Nestes acidentes encontram-se filões do Complexo Vulcânico de Lisboa-Mafra.

4- Acidentes de direcção aproximadamente E-W, associados a dobras de comprimentos

com eixos sub-horizontais de direcção WSW-ENE.

As formações sedimentares posteriores à instalação do maciço de Sintra (final do Mesozóico),

excluindo os depósitos de idade recente (Quaternário), encontram-se exclusivamente

representadas no flanco norte do doma eruptivo.

Os sistemas cavalgantes mais importantes e as dobras têm direcções E-W a WSW-ENE. Estas

estruturas apresentam uma nítida vergência para norte. Estas falhas e dobras afectam a

sequência sedimentar mesozóica, o Complexo vulcânico de Lisboa, as formações detríticas

continentais, torrenciais, do Paleogénico, e alguns depósitos miocénicos. Os desligamentos

esquerdos de direcção NE-SW, formados durante a instalação do maciço eruptivo de Sintra,

foram localmente reactivados por um episódio compressivo de idade miocénica – a orogenia

Alpina. Esta deformação produziu estruturas muito especiais, em “pincée”, ao actuar sobre

estruturas preexistentes distensivas, contemporâneas do Complexo Vulcânico de Lisboa, e


2008/2009 14

resultantes da abertura de acidentes NW-SE e NE-SW, pertencentes aos dois sistemas de

desligamentos conjugados contemporâneos da instalação do maciço eruptivo de Sintra.

Estudos efectuados por Ribeiro et al. (1990) sugerem que os cavalgamentos da Cadeia da

Arrábida com vergência para sul, cumulativamente com os cavalgamentos da região de Sintra

com vergência para norte, definem uma estrutura em “pop up” (levantamento). O mais

importante dos cavalgamentos com vergência para norte situados na região de Sintra, aflora ao

longo da linha Praia Grande – Maria Dias – Olelas, afectando os depósitos posteriores à

instalação do maciço de Sintra. No sector ocidental este cavalgamento resulta da reactivação

em regime frágil do flanco norte (invertido) do doma de Sintra. Saliente-se que estudos

realizados por Madeira et al. (1988), Ribeiro & Cabral (1987) e Cabral & Ribeiro (1989)

demonstram que, no Quaternário, a situação geodinâmica é muito diferente da descrita no

Neogénico. O campo de tensões actual é de regime compressivo, com direcção WNW-ESSE.

Este campo de tensões é responsável pela reactivação de numerosos acidentes na cobertura

Mesocenozóica e no soco varisco continental. De entre estes acidentes refira-se um de

especial importância, a falha Sabugo-Olelas (NNE-SSW), reactivada com movimento inverso,

cavalgante para oeste e desligamento esquerdo, deslocando na vertical a superfície de

aplanação de S. João das Lampas em mais de 100 metros.

ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO REGIONAL – O CONCELHO DE SINTRA

A descrição das unidades litológicas e estratigráficas que afloram no Município de Sintra

encontra-se documentada nas notícias explicativas das Folhas 34-A (Sintra), 34-C (Cascais) e

34 –B (Loures), à escala de 1/50 000, publicadas em 1999 (Cascais), 1991 (Sintra), 1981

(Loures). As notícias explicativas foram republicadas em 1993 (Sintra) e em 2001 (Cascais),

com dados de campo mais actualizados e a notícia explicativa da Folha de Loures foi

publicada em 1964. Apresenta-se seguidamente uma descrição das principais unidades

litostratigráficas aflorantes no Concelho de Sintra, com o objectivo de avaliar a respectiva

importância no contexto do sistema erosivo e detalhar o enquadramento mais geral abordado

anteriormente.


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Figura 4 – Carta Geológica do Concelho de Sintra (construída em Arc Map, usando a base matricial fornecida pela C.M. de Sintra).

Jurássico Superior

Oxfordiano sup. J3b

Oxfordiano-Kimeridgiano

J3-4

Kimeridgiano-Portlandiano

J4-5

Portlandiano J 5

Cretácico

MESOZÓICO

Berriasiano

Valanginiano

Hauteriviano inf.

Hauteriviano

Hauteriviano sup. Barremiano inf.

Barremiano sup.

Aptiano sup.

Aptiano sup.

C 1Be

C 1V

C 1Ht

C 1Hc

C 1HBa

C 1Ba

C 1A

C 1AS

Albiano- Cenomaniano inf. e médio

C 2AC

Cenomaniano inf C 3c

Neocretácico Complexo Vulcânico de Lisboa

β

Senoniano Plutonitos

Granito

γ

Sieniito

σ

Dioritos e Gabros

Mafraítos

τ

µ

LEGENDA


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JURÁSSICO SUPERIOR

As formações desta idade estão representadas em dois grupos de afloramentos:

1) periferia do Maciço Eruptivo de Sintra.

2) domas de Olelas e de D. ª Maria.

Oxfordiano Superior

Jb 3 _ Calcários compactos metamorfizados

(“Calcários de S. Pedro”)

Formação constituída por calcário cristalino fossilífero, metamorfizado (metamorfismo de

contacto) em mármore branco a cinzento azulado, organizado em bancadas espessas,

alternando com níveis margosos, xistificados, para o topo. O limite desta formação com os

“Xistos do Ramalhão” é feito através de um nível conglomerático de calcários biogénicos

grosseiros e deformados. Esta formação foi explorada como rocha ornamental, existindo hoje

vestígios de pedreiras desactivadas.

Senoniano Plutonitos

Filões

Eocénico - Oligocénico

CENOZÓICO

Brechas graníticas

Brechas Sieníticas

o o o

o o o o

Holocénico

Ad

d

A

a

Pliostocénico

Q

M3I

Miocénico

M3I

M3m

Complexo de Benfica

Ø


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Oxfordiano superior - Kimeridgiano inferior

J3-4 _ Calcoxistos com intercalações margosas e níveis conglomeráticos

Lusitaniano

( “Xistos do Ramalhão”)

Formação essencialmente carbonatada afectada por metamorfismo metassomático, com um

aspecto bandado com alternância de bandas esbranquiçadas e escuras apresentando

transformação mais intensa e preferencial dos níveis mais argilosos. Organiza-se em

bancadas estreitas, de calcários por vezes fossilíferos, compactos de tom cinzento-escuro,

contendo passagens bioclásticas, micro-conglomeráticas a conglomeráticas e margosas a

argilosas, endurecidas, exibindo sempre xistosidade ou clivagem planar bastante penetrativa.

Kimeridgiano – Portlandiano

J4-5 - Calcário margoso, margas e calcários com corais e oncólitos

(“Calcários de Mem Martins”)

Na região de Mem Martins, amonites provenientes de colheitas efectuadas no século XIX

(não foi possível localizar com precisão a recolha destes fósseis) indicam uma idade

Portlandiano inferior em que o limite com o Kimeridgiano é colocado indiferenciavelmente

no seio desta unidade.

Esta unidade é constituída por calcários argilosos e margas em leitos de diferente espessura

com níveis bioclásticos. O conteúdo fossílifero é diversificado, traduz o afluxo periódico de

influências neríticas em ambiente essencialmente pelágico ou bentónico de profundidade.

Portlandiano

J5 - Calcários nodulares e compactos com intercalações margosas

(“Calcários nodulares de Farta Pão”)

Formação constituída por calcários nodulares, compactos, cinzentos-escuros, com

intercalações margosas de tom acastanhado. Os calcários são micríticos com abundantes

fosséis bentónicos, de ambiente marinho interno, destacando-se a diversidade de

foraminíferos e um conjunto também diversificado de algas calcárias, em especial


2008/2009 18

dasicladáceas. Estes calcários podem ser observados na Praia da Adraga e nas regiões de

Olelas e Brouco.

Durante o Jurássico superior a evolução paleogeográfica desta região, reflecte

essencialmente o progressivo preenchimento da zona mais profunda da vasta bacia de

sedimentação marinha estremenha, afastada de acarreio terrígeno proveniente do continente.

Foi sede de intensa sedimentação carbonatada, assistindo-se à passagem gradual de um

ambiente marinho pelágico, de relativa profundidade, para um ambiente laguno-marinho

mais ou menos confinado e salobro. Os “Calcários de S. Pedro” são formações

essencialmente calcárias, depositadas em meio marinho franco, pelágico e passam

progressivamente à formação margocarbonatada dos “Xistos do Ramalhão”, a qual, embora

depositada em ambiente pelágico, apresenta intercalações conglomeráticas que derivam de

uma zona recifal localizada a oeste do actual litoral e uma substancial participação de

material argiloso na sedimentação, cuja importância aumenta para leste e norte. Estas

características sugerem que os “Xistos do Ramalhão” devem corresponder a calciturbiditos

distais.

Os “Calcários de Mem-Martins” correspondem também a calciturbiditos, mas depositados

em talude recifal, marginando um recife essencialmente constituído por bioermas algais do

tipo estromatolítico e coraliários, situado ainda a oeste da linha de costa actual. As

intercalações conglomeráticas, cujos elementos detríticos derivam do desmantelamento do

corpo recifal, são frequentes na zona correspondente ao actual litoral, diminuindo

rapidamente em expressão para leste. No topo desta formação abundam coraliários que

atingem grandes dimensões, associados a uma fauna de gastrópodes e lamelibrânquios de

dimensões consideráveis, e ocorrem ainda abundantes oncólitos, revelando um ambiente de

pequena profundidade com energia hidrodinâmica média a elevada, podendo corresponder a

um meio recifal bem estruturado ou vários recifes menos possantes e dispersos. A deposição

da formação de “ Farta Pão” ocorreu em ambiente marinho interno e laguno-marinho

relativamente confinado, sendo que as influências salobras fazem-se sentir mais claramente

para o topo na passagem ao Cretácico.


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CRETÁCICO

Berriasiano - Aptiano

C1be - Calcários e margas fossilíferos e níveis de “calcário amarelo nanquim”.

- Calcários fossilíferos, micríticos, cinzentos-claros, intercalados com margas e associados a

dois bancos de calcário amarelo nanquim.

- Calcários argilosos cinzentos, com enorme abundância de foraminíferos Anchispirocyclina

lusitanica e Aptyxiella infravalanginiensis e várias espécies de ostracodos como por exemplo

a Cypridea valdensis praecursor.

- Calcários micríticos cinzento-amarelados, com impregnações ferruginosas, intercalados

com margas. O Berriasiano apresenta composição muito uniforme em toda a parte ocidental

da folha 34-A da Carta Geológica, na periferia do maciço de Sintra e, em particular, nas

arribas que se elevam a norte da Praia da Adraga. As fácies identificadas revelam um grande

desenvolvimento de ambientes laguno-marinhos, com influências salobras na base.

Berriasiano superior e Valanginiano

C1V - Calcários, margas e arenitos

Na extremidade noroeste da Serra de Sintra e nomeadamente 500 metros a NNE da Praia da

Adraga os calcários margosos do Berriasiano – Aptiano estão cobertos por duas unidades

litoestratigráficas sobrepostas:

- Margas calcárias com gasterópodes (naticídeos como a Ampullina leviathan), calcários

cinzentos em bancos ondulados de textura nodular, alternando em sequências elementares

cíclicas com margas calcárias e xistosas escuras. Estas rochas possuem micrófacies de

micrites com intraclastos e bioclastos e uma enorme abundância e diversidade fossilífera

como: ostreídeos, gastrópodes, madreporários, espongiários, equinídeos, foraminíferos e

algas.

- “Calcários ruivos”, uma unidade intercalada entre duas descontinuidades sedimentares

importantes, constituída por calcários areníticos amarelos ou avermelhados e margas

calcário-areníticas, em bancos ondulados de textura nodular, apresentando importante

diversidade fossilífera.


2008/2009 20

No extremo oriental do Maciço de Sintra (Algueirão, Presa) intercalam-se dois níveis de

arenitos em margas calcárias com Ampullina leviathan, e desenvolve-se uma camada

arenítica no seio da formação dos “Calcários ruivos”. A espessura destas camadas detríticas

aumenta progressivamente para leste à custa da dos calcários. Na região do Sabugo e de

Belas observa-se uma camada de calcários micríticos representando a base das sequências de

margas calcárias com Ampullina leviathan, sobre a qual assenta uma formação arenítica com

trinta metros de espessura, os “Grés de Vale de Lobos”. Esta formação apresenta arenitos

finos, brancos, caulínicos, dispostos em lentículas com estratificação entrecruzada.

Conclui-se que no Berriasiano superior-Valanginiano inferior se distinguem na Folha 34-A

Sintra dois domínios paleogeográficos e sedimentares distintos:

- A oeste do meridiano de Sintra, um domínio paleogeográfico essencialmente constituído

por sedimentação carbonatada, plataforma marinha de pequena profundidade (infra litoral),

estável e plana.

- A leste daquele meridiano, e com afloramentos observáveis nos domas de Mata, Olela e

Brouco, um ambiente estuarino, recebendo descarga de detritos siliciosos.

No Valanginiano superior o ambiente de deposição é progressivamente mais profundo, mais

aberto, com águas francamente marinhas, que avançaram sobre toda a região do Concelho de

Sintra.

Hauteriviano inferior

C1Ht - Margas e calcários margosos com Toxaster

Aos “Calcários ruivos” do Valanginiano sucedem margas xistosas cinzentas, que passam

progressivamente a margas calcárias e nodulares de tom castanho e depois a calcários

argilosos em bancos ondulados com madreporários. Esta unidade tem uma grande

componente fossilífera e a idade hauteriviana inferior foi confirmada pelas amonites,

recolhidas na jazida de Mexilhoeira. As “Margas e calcários margosos com Toxaster”

(equinoderme) não apresentam variações importantes de fácies nem de espessura em toda a

extensão da folha de Sintra.

A sedimentação desta unidade mostra que no início do Hauteriviano inferior o nível do mar

se elevou brutalmente, tendo as águas marinhas atingido a sua extensão máxima para leste,

desenvolvendo-se uma plataforma marinha aberta com características circalitorais, a oeste, e

infralitorais a este. Ainda durante o Hauteriviano inferior a profundidade diminuiu


2008/2009 21

gradualmente e observa-se entulhamento da plataforma e progradação dos depósitos de leste

para oeste, com substituição de sedimentação margosa por calcários argilosos com

madreporários.

Hauteriviano médio

C1Hc - “Calcários com rudistas da praia dos Coxos”

Esta formação aflora apenas nos limites do Município de Sintra, mas manteve-se nesta

descrição para não romper a conformidade da história geológica regional. É composta por

três níveis sobrepostos, da base para o topo:

- Arenitos finos, amarelos ou brancos e calcários areníticos com evidências de bioturbação e

restos de conchas.

- Calcário fossilífero de tom cinzento claro, micrítico a esparrítico, num banco compacto

com madreporários, gasterópodes, lamelibrânquios, dasicliadáceas, foraminíferos (Chofatella

decipiens) (SCHLUMB) e restos de bioclastos.

- Margas e calcários argilosos em bancadas onduladas com nacticídeos, ostreídeos,

Trochotiara bourgueti De LORIOL e Chofatella decipiens SCHLUMB.

Hauteriviano superior – Barremiano inferior

C1 HBa - “Calcários recifais inferiores”; “Calcários com chofatelas e dasicladáceas”

Existem duas formações sobrepostas que correspondem a este intervalo de idades:

- Calcários recifais inferiores, calcários fossilíferos cinzento-claros maciços, recristalizados,

interestratificados com margas com nódulos calcários fossilíferos.

- Calcários com foraminíferos (chofatelas) e algas (dasicladáceas). Série alternante de

calcários micríticos, de tonalidade cinzenta clara e de margas cinzentas escuras com nódulos

calcários. Esta formação apresenta uma grande biodiversidade fossilífera. O limite entre o

Hauteriviano e o Barremiano deve localizar-se no interior da formação dos ” Calcários com

chofatelas e dasicladáceas”. A norte de Belas os “calcários recifais” são menos espessos, e os

“Calcários com chofatelas e dasicladáceas” apresentam muitas intercalações dolomíticas e

margosas em toda a espessura da unidade.

Constata-se que durante o Hauteriviano e o Barremiano inferior, a plataforma marinha

previamente definida abre e desce suavemente para oeste, sendo progressivamente colmatada


2008/2009 22

com contruções recifais, após instalação dum domínio marinho interno infralitoral. Como a

progradação se faz para oeste, os limites entre as diversas formações “Calcários margosos

com Toxaster”, “Calcários recifais inferiores”, “Calcários com chofatelas e dasicladáceas”)

são diacrónicos, mais antigos a leste (na região de Belas) do que a oeste (na periferia do

maciço de Sintra).

Barremiano Superior

C1Ba – Arenitos, argilas e dolomitos (“Grés de Almargem inferiores”)

Os “Grés de Almargem inferiores” variam lateralmente de fácies ao longo do Concelho de

Sintra, de poente para nascente. Observa-se na Praia Grande do Rodízio a seguinte série

estratigráfica:

- Margas fossilíferas de cor de cinza, com nódulos calcários.

- Arenitos finos, micáceos, amarelos e violáceos, alternando com margas cinzentas e com um

leito de conglomerado, com seixos de quartzo e calcário.

A leste do meridiano de Sintra esta formação compreende um termo inferior, formado por

dolomias ocres e argilas, e um termo superior, com arenitos, siltes e argilas versicolores. Da

extremidade NW do Maciço de Sintra à região de Belas, a formação dos “Grés de Almargem

inferiores” apresenta uma evolução regressiva, evidenciando ambientes costeiros, entre

marés (Praia Grande), a supra marés (região de Belas), na parte inferior, e por fim ambiente

fluvial, na parte superior.

Aptiano inferior

C1A - “Calcários e margas com Palorbitolina lenticularis” (“Camadas com orbitolinas”)

Os depósitos do Aptiano inferior correspondem a um pequeno pulso transgressivo, e nas

arribas da Praia Grande do Rodízio incluem as seguintes unidades litoestratigráficas :

- Margas e calcários com Heteraster oblongus (equinídeo) sendo as margas de tonalidade

cinzenta, com nódulos calcários intercalados, e os calcários micríticos e microsparríticos. O

topo desta unidade apresenta arenitos finos, brancos, que assentam sobre calcários amarelos

com estromatoporídeos (palorbitolinas).

- Calcários recifais superiores; calcários maciços de cimento esparrítico e intraclastos com

elevada biodiversidade faunística.


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- Margas com ostras, situadas entre duas descontinuidades sedimentares importantes. Esta

unidade apresenta-se constituída por margas xistosas, negras, alternando com calcários

argilosos amarelos, com ostreídeos, de textura nodular e com elementos bioclásticos. Sobre

uma superfície de um destes bancos calcários encontram-se impressas pistas de dinossáurios,

atestando o carácter costeiro do ambiente deposicional.

A leste do Maciço de Sintra, na região de Rio de Mouro, os sedimentos detríticos finos

invadem progressivamente as margas e os calcários recifais superiores e calcários com

Heteraster oblongus, enquanto as margas, cujas fácies não mudam, se apresentam com

enorme espessura. A norte de Belas, as margas e os calcários com Heteraster oblongus

desaparecem, existindo passagem lateral a arenitos fluviais. As margas com ostras tendem a

desaparecer por ravinamento dos arenitos sobrejacentes. Esta variação lateral de fácies

também é observável entre S. Julião, a oeste, e Malveira, a leste (sendo similar à sucessão na

região de Belas).

De idade Beduliana, estes depósitos encadeiam-se em duas sequências importantes:

- Uma sequência de afundimento, transgressiva e diacrónica de este para oeste, que começa

nos “Grés de Almargem inferiores” (ambiente fluvial/ estuarino), prossegue nas margas e

calcários com Heteraster oblongus (plataforma marinha interna infralitoral) e termina nos

Calcários aptianos superiores (plataforma média, infralitoral).

- Uma sequência truncada, expressa pelas margas com ostras, que caracterizam ambientes

marinhos de pequena profundidade (infralitorais a médiolitorais) provavelmente uniformes

em toda a extensão da Folha de Sintra, que foram ravinadas pela formação detrítica

continental sobrejacente.

Aptiano superior

C1AB - Arenitos e argilas (“Grés superiores”)

Esta formação é exclusivamente detrítica e continental, constituída por três membros

sobrepostos:

- Argilas, arenitos e lenhites inferiores. Observa-se alternância de arenitos finos, amarelos ou

cinzentos, de siltes e argilas versicolores, ricos em restos lenhitosos, com estratificações

horizontais e estruturas nodulares. As características apresentadas permitem reconstituir um

meio de deposição calmo, em meio aquático de tipo lacustre a lagunar.


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- Argilas, arenitos e conglomerados médios. Estes arenitos (grosseiros) e conglomerados

ocorrem associados nos afloramentos mais ocidentais (São Julião, Praia Grande) a siltes

areníticos e argilosos, violáceos ou brancos. As sequências elementares são positivas e o

ambiente de deposição fluvial.

- Arenitos e argilas superiores com três fácies diferentes: a leste de Belas predominam os

arenitos finos, médios a grosseiros. De Belas ao meridiano de Sintra, aparecem intercalações

de arenito grosseiro e sedimentos terrígenos finos com rizo-concreções, com textura nodular

e estratificações horizontais, resultantes de descargas em charcos locais ou temporários. A

oeste do meridiano de Sintra, observam-se passagens detríticas grosseiras, com feldspatos

bem conservados e francamente rolados nas sequências fluviais. As direcções de corrente

dominantes indicam transportes de noroeste para sudoeste e este.

Albiano a Cenomaniano

Albiano – Cenomaniano inferior a médio

C2AC - Calcários e margas (“Belasiano”) – Figura 5

Esta unidade pode encontrar-se na base do corte da Praia Grande e é constituída por:

- Arenitos finos, margas argilosas e por vezes lenhitosas, margas nodulares fossilíferas com

ostracodos e ostreídeos.

- Calcários nodulares fossilíferos com foraminíferos (Orbitulina texana, Colomiella recta, C.

coaluihensis).

Albiano médio

Encontra-se exposto a sul da foz do Falcão, encontrando-se da base para o topo, os níveis de

Albiano médio e os de Albiano superior.

- Lentículas de areia fina a grosseira, com estratificação oblíqua e, na parte superior, com

leitos argilosos descontínuos, negros, pouco espessos.

- Calcários nodulares fossilíferos e margas fossilíferas. Alguns níveis desta unidade são ricos

em ostracodos.


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Figura 5 - Arribas da praia de S. Julião onde se observam as formações do Belasiano C2AC - calcários e margas. Foto de Julho de 2008. Albiano superior

Está representado por uma sucessão de bancos de calcários argilosos e de margas

entrecortadas por níveis arenosos, incorporando uma macrofauna diversificada.

A parte superior do Albiano superior, encontra-se representada por bancos de calcário

argiloso compacto, para o topo, e diminuição significativa dos níveis margosos que vão

sendo menos espessos. O Albiano termina por um banco de arenito calcário grosseiro com

uma superfície ferruginosa e dura, marcando assim uma nítida descontinuidade deposicional.

Cenomaniano inferior

Estes afloramentos encontram-se, a norte da Serra de Sintra, na Praia Pequena e na Lomba de

Pianos. Reconhece-se da base para o topo:

- Bancos de calcários argilo-dolomíticos, margas e argilas com conteúdo fossilífero.

- Calcário compacto com fauna fossilífera específica.

- Massa argilo-dolomitica com ostreídeos (Exogyra pseudoafricana).

- Calcário compacto com fósseis de foraminíferos (de destacar a presença de orbitolinas).

- Bancadas de calcário argiloso fossilífero e de margas fossilíferas com foraminíferos.


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Cenomaniano médio

Os melhores afloramentos encontram-se na estação de caminhos-de-ferro de Agualva-

Cacém, onde aflora um banco com uma espécie significativa de foraminíferos

(Praealveolina ibérica) e termina no flanco da colina do Cacém. Da base para o topo

observa-se o seguinte:

- Calcário compacto com grande abundância fossilífera.

- Margas e calcários fossilíferos.

- Bancos de calcários argilosos, compactos ou nodulares com abundantes fósseis de

ostreídeos (Exogyra pseudoafricana).

- Calcário argiloso apresentando um grande conteúdo em fósseis de foraminíferos (de

destacar Praealveolina cretacea) .

- Calcário argilo-dolomítico azóico.

- Massa de calcários argilosos muito dolomitizados com grande diversidade fossilífera,

destacandos-se gastrópodes da espécie (Pterocera incerta).

- Argila esverdeada com restos de ostracodos.

-Bancos de margas e calcários fossilíferos dolomitizados, com endurecimento da superfície

superior mostrando uma nítida descontinuidade na série deposicional.

Saliente-se que esta formação de importante valor estratigráfico e geológico, está a ser

actualmente destruída, devido a obras de alargamento da via ferroviária e respectiva estação.

Cenomaniano superior

C3c - “Calcários com Rudistas” e “Camadas com amonites do género “Neolobites

vibryeanus”

Observa-se na região de Pero Pinheiro, e apresenta seis níveis da base para o topo:

- Calcário fossilífero, muito compacto e duro.

- Calcário fossilífero moderadamente compacto, pelo facto de se apresentar com nódulos e

bioturbado.


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- Calcário fossilífero, nodular, apresentando-se por vezes fortemente bioturbado.

- Calcário fossilífero compacto.

- Formações biodetríticas associadas e constituídas pela acumulação de restos finos e

grosseiros provenientes da destruição das bioconstruções.

- Calcário fossilífero e margas fossilíferas.

O Cenomaniano superior está coberto não só pelo “Complexo Vulcânico de Lisboa”, mas

também por níveis detríticos atribuídos ao Paleogénico.

Os cortes mais completos do Albiano inferior, médio e superior carbonatado, encontram-se

na costa. São igualmente estes que apresentam as fácies mais marinhas. O corte mais espesso

é o da Praia de Magoito – Ponta da Aguda – Praia das Maçãs, que se encontra incompleto na

base, não mostrando o contacto com os “Grés de Almargem superiores”. O corte da Praia

Grande está truncado a topo por uma falha que põe o Albiano superior em contacto com o

Paleogénico. O corte de Foz do Falcão-Lomba de Pianos está completo, mostrando os “Grés

de Almargem superiores” na base e o Cenomaniano inferior no topo. A transgressão Albiana

desenvolveu-se de oeste para leste, ou seja, da costa actual para o interior. O Albiano diminui

rapidamente de espessura e torna-se cada vez menos marinho para oriente. Apenas no litoral

se observa o Albiano médio carbonatado e o Albiano superior carbonatado só é observável

ao longo de uma linha que liga Alcainça a Feteira.

O Cenomaniano constitui uma megassequência transgresssiva, cujo carácter marinho está

progressivamente melhor representado do Cenomaniano inferior para o Cenomaniano

superior. A transgressão do Cenomaniano desenvolve-se no conjunto da bacia ocidental

portuguesa, segundo um eixo SW-NE.

A linha de costa actual é o local onde o Cenomaniano inferior se encontra mais completo

com maior espessura e de fácies de ambiente marinho; para leste, a sua espessura diminui

gradualmente, e não é possível separar os depósitos do Cenomaniano inferior do

Cenomaniano médio. O Cenomaniano superior está bem individualizado em toda a Folha de

Sintra; todos os seus afloramentos apresentam fácies marinha. Podem observar-se

afloramentos nas localidades de Pero-Pinheiro, nas cristas das colinas entre o Cacém e o

Monte Abraão, assim como a norte da dorsal Sintra-Caneças.


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CENOZÓICO

O Cenozóico está representado a norte da Serra de Sintra por diversas unidades, aflorando

rochas paleogénicas, miocénicas e quaternárias.

Oligocénico

Ø – “Complexo de Benfica”

A “Formação de Benfica” ou “ Complexo de Benfica”, aflora em diversas manchas

orientadas ENE-WSW, no sopé da Serra de Sintra, a oeste, entre Sintra e a Praia das Maçãs,

e a leste, entre Lourel de Baixo e Almargem do Bispo. Na Praia Grande, o Paleogénico aflora

em pequenos retalhos no seio das dunas, sobrepondo-se às “Camadas de Almargem” através

de discordância angular. As camadas oligocénicas inclinam progressivamente para sul,

atingindo os 50 ° antes de serem cavalgadas pelo Cretácico.

Esta formação é constituída por arenitos e conglomerados com cimento margoso,

intercalando níveis de calcários e de argila. A fracção argilosa é atapulgítica embora o topo

da formação seja esmectítico. Esta formação apresenta uma grande diversidade litilógica dos

clastos, provenientes de outras formações sedimentares, de rochas eruptivas e filoneanas. O

facto de não existirem conglomerados com clastos provenientes do Maciço Hespérico, bem

como arcoses, sugere que os depósitos desta formação, aflorantes na região de Sintra, datem

do Oligocénico e sejam posteriores à fase Pirenaica da orogenia Alpina (Antunes, 1979; Reis

et al., 1991).

Miocénico

Está representado por dois conjuntos de afloramentos.

- A ocidente, retalhos isolados, situados próximo do litoral, entre a Praia Grande, Azenhas do

Mar e Janas.

- A oriente encontra-se o afloramento mais importante, em Quintanelas (Sabugo).

M3I - “Calcários Lacustres com Hispanotherium matritensia “ (rinoceronte de estepe).

Ocorre na região de Quintanelas (Sabugo) e assenta sobre o “Complexo de Benfica”;

reconhece-se da base para o topo a seguinte sucessão:

- Calcários com fósseis de gastrópodes (Helix, Planorbis, Lymnaea).

- Calcários brancos com vertebrados (várias espécies fossilizadas).


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- Calcário margoso com inclusões de margas esverdeadas na parte superior.

- Calcário macio com aspecto de travertino.

- Calcário branco com fósseis de gastrópodes (Helix, Planorbis, Lymnaea, Tudora,etc.).

Os depósitos de Quintanelas, correspondem a ambientes pantanosos, localizados próximo do

litoral durante o Langhiano. A trangressão do Serravaliano permitiu a submersão da região,

levando a que o anticlinal de Sintra-Caneças formasse provavelmente uma ilha.

M3m - “Calcários e argilas com ostraeídeos (“Gryphaea gryphoides”).

Ocorrem na região de Quintanelas, no topo dos calcários lacustres e reconhecem-se as

seguintes unidades:

- Argilitos com Gryphaea gryphoides.

- Calcários com grande conteúdo fossilífero de ostreídeos (“Gryphaea virleti”) e gastrópodes

(”Fasciolaria tarbelliana”,”Turritella”) .

- Calcários brancos mais ou menos arenosos, às vezes com aspecto brechóide que, por vezes,

exibem a topo margas esverdeadas. Localizam-se próximo do litoral em pequenos retalhos,

recobertos por dunas que dificultam a sua visualização.

Plistocénico

Q – Areias e cascalheiras de praias antigas

Ao longo do litoral existe uma plataforma marinha com restos de areias e cascalheiras

(Assafora, Magoito) e ainda noutros locais (Forte de Santa Maria de Magoito, Praia das

Maçãs) existem pequenos retalhos de cascalheiras, atestando a presença de praias

plistocénicas a cotas entre 125 e 135 m. Alguns destes depósitos contêm indústrias

paleolíticas.

dc - Dunas Consolidadas

Existem ao longo do litoral Sintrense, entre a Foz do Falcão e a Praia das Maçãs diversas

expressões destas dunas, consolidadas, que contêm restos de gastrópodes (Helix).


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Na Praia de Magoito, a duna consolidada (figura 6), assenta sobre areias negras com restos

de moluscos que produziram o cimento carbonatado utilizado para aglutinar os grãos da

formação eólica.

Figura 6 - Duna consolidada da praia de Magoito. Foto de Julho de 2008. Holocénico

Ad – Areias de dunas

As areias de dunas situam-se junto do litoral, nomeadamente entre a a Foz do Falcão (praia

de S. Julião) e o Forte de Magoito.

d – Dunas

Observam-se próximo do litoral, na região entre Magoito, Janas, Mucifal e Praia da Adraga.

A – Areias de praia

Organizam-se em depósitos incoerentes descontínuos, preenchendo reentrâncias da costa

rochosa. As mais importantes localizam-se na Foz do Falcão, Praia de Magoito, Praia da

Aguda, Praia Grande e Praia da Adraga.

MAGMATISMO

Maciço Eruptivo de Sintra

Este maciço subvulcânico intruíu-se nos calcários margosos e calcários do Jurássico Superior

e do Cretácico, tendo sido considerado por Carlos Teixeira em 1962, como “O acidente

geológico e geomorfológico de maior importância da península de Lisboa”, como refere


2008/2009 31

(Ferreira, 1984). Os elementos de datação disponíveis, indicam que a instalação deste maciço

data do final do Cretácico e/ou início do Terciário, na passagem do Santoniano ao

Campaniano (Kullberg, 1984). A datação isotópica de Abranches & Canilho (1981), aponta

para uma idade estimada de 82 M.a.. Em traços gerais apresenta um núcleo de natureza

sienítica, circundado por um largo anel granítico e por outro anel gabro-diorítico,

descontínuo.

PETROGRAFIA

Encontram-se vários tipos petrográficos resultantes da actividade magmática. A

complexidade petrográfica evidenciada pelo maciço, justifica as dificuldades de

interpretação dos mecanismos que presidiram à sua instalação. O cortejo petrográfico

associado a esta actividade magmática ocorre em corpos líticos localizados, no Concelho de

Sintra, onde ocupa uma maior área, e no Concelho de Cascais.

Granitos

Constitui o tipo petrográfico mais abundante do maciço, distribuindo-se por uma área de

geometria grosso modo circular, cortada a ocidente pelo mar. O cortejo minerológico é na

generalidade, constituído por quartzo, ortose de cor avermelhada, algumas plagioclases

(oligoclase e andesina), biotite, apatite e alanite. Um aspecto minerológico importante, é a

existência de um feldspato alcalino, sodico-potássico, a anortoclase, que indica o elevado

regime de temperatura vigente na formação destas rochas. Existem no seio do granito

encraves de dimensões variadas de rochas sedimentares do encaixante.

Sienitos

Ocupam o núcleo do maciço. Apresentam-se pouco homogéneos, e estabelecem a transição

para os granitos e para os dioritos. Segundo Alves (1964) o mecanismo que conduziu à

formação de granitos foi a assimilação de materiais crustais que conferem riqueza em sílica

ao material parental subsaturado, o que também explicaria a presença de sienitos

quartzíticos. A composição minerológica inclui ortose, andesina ou oligoclase, e

acessoriamente piroxena, biotite, e, por vezes, anfíbolas, que apresentam com alguma

frequência fácies brechóide. A transição do sienito para o granito é feita de uma forma

gradual; julga-se que estas duas rochas são quase contemporâneas, sendo o sienito posterior

aos dioritos. Na vertente norte do Cabo da Roca, observa-se o sienito a cortar o grabro, e

observam-se também grandes blocos deste inseridos naquele.


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Dioritos e Gabros

Observam-se no bordo norte e no interior do maciço. Alguns destes afloramentos apresentam

forma alongada e arqueada, localizando-se entre massas de sienito e granito, outros na

periferia deste ou no interior da rocha sienítica. Entre o sienito e granito observam-se

afloramentos dioritícos em Malveira, Biscaia, Azóia e na Roca. Encontram-se gabros no seio

dos sienitos em Pé da Serra e Rio Touro. Este complexo gabro-diorítico é formado por

rochas preferencialmente básicas. Os dioritos de Malveira-Biscaia correspondem a um

afloramento que vai de Pedra Amarela para lá da Biscaia, onde o contacto se estabelece com

granitos, sienitos, e com uma rocha de características filonianas, constituída por quartzo e

turmalina. As rochas da pedreira da Malveira da Serra apresentam uma tonalidade cinzento-

esverdeada a verde, e contêm cristais de anfíbola castanha de diferentes dimensões,

formando texturas pegmatitícas a granulares de grão fino e apresentando de uma forma

dispersa nódulos mafíticos.

A composição minerológica do diorito é essencialmente plagioclásica, com grandes cristais

zonados, feldspato sódico-potássico tardio e intersticial moldando as plagioclases,

apresentando ainda piroxenas, anfíbolas entre as quais a kaersutite (anfíbola rica em titânio e

sódio) subsaturada em sílica, biotite, clorite, epídoto, apatite, minerais opacos e quartzo.

Mafraítos

São o tipo petrográfico mais incomum do maciço de Sintra; trata-se de um tipo de gabro

meso-melanocrático, formado por labradorite zonada e corroída por feldspato alcalino

intersticial e uma anfíbola de cor castanha, pelo que estas rochas evidenciam deficiência em

sílica. Os mafraítos encontram-se em ambos os lados da estrada de Malveira-Colares,

continuando até à estrada da Peninha. O afloramento possui forma alongada, com 1,5 km de

largura máxima. Ocupa aproximadamente a bacia hidrográfica da Ribeira da Mata.

Mafraítos de Azóia e de Rio Touro

São um tipo petrográfico de fácies gabróide, esverdeado, apresentando minerais máficos

associados em rosetas. Formado por plagioclases (labradorite) e kaersutite, epídoto, clorite,

apatite, magnetite e calcite e por vezes augite. No litoral, pode observar-se que estas rochas

são recortadas por filões de natureza microdiorítica e/ou dolerítica.


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Brechas Eruptivas

São formadas por granitos, sienitos ou poligénicas. Este último tipo de brecha pode observar-

se na Roca, na Peninha e nos Rebolões. A mais importante brecha sienítica do maciço, é a do

Moinho de Atalaia, perto da estrada que leva ao Cabo da Roca. Existe uma variedade de

brechas, sendo umas nitidamente vulcânicas, outras subvulcânicas (Rebolões, Moinho da

Atalaia) e ainda outras resultantes de intrusão (Peninha, Camarinheiras, etc.).

Contactos e Metamorfismo Períférico

Devido à intrusão do maciço de Sintra em calcários e calcários margosos, proporcionou-se a

formação de uma auréola de metamorfismo pirometassomático, formando corneanas calco-

silicatadas. Existem evidências destas rochas por exemplo em Linhó e Quinta da Penha

Longa. Estas corneanas, calco-silicatadas, possuem como composição wollastonite,

grossulária, vesuvianite, zoisite, diópsido, calcite e por vezes magnetite. Aquando da intrusão

e devido à cedência de sílica por parte do granito e ainda à recristalização e metassomatismo

das formações sedimentares, proporcionou-se um efeito de perda de resistência do granito à

erosão, facto que se observa no conjunto de relevos de erosão diferencial, talhados nas

rochas eruptivas. A região externa da auréola metamórfica é expressada por mármores

calcíticos (“Calcários de São Pedro”) que gradam para os carbonatos encaixantes através dos

calcoxistos do Ramalhão.

Cortejo filoniano

No cortejo filoniano que espacialmente se encontra associado ao Maciço Eruptivo de Sintra,

é possível distinguir dois complexos distintos, tanto a nível petrográfico como no modo de

jazida, e que podem ser associados a outras tantas fases de intrusão.

O primeiro e principal complexo filoniano, contemporâneo das fases antecessoras e/ou

precoces da intrusão, possui composição básica, e ocupa uma vasta área a leste a a sudeste do

maciço.

O segundo complexo filoniano, contemporâneo das fases tardias da intrusão, é um sistema de

diques radiais e filões do tipo “cone-sheets” (Kullberg,1984), de composição felsítica.

Encontram-se bem patentes no flanco sul do doma eruptivo (Arneiro, Alto do Mato, etc.).

Petrográficamente, este cortejo filoniano inclui rochas leuco a leuco-mesocratas, de grão

fino, essencialmente feldspáticas, por vezes quartzíferas, microsienitos; mesocráticas,


2008/2009 34

geralmente porfíricas, andesitos e microdioritos; melanocráticas de textura compacta (basalto

a dolerito).

Complexo Vulcânico de Lisboa

O magmatismo na região de Lisboa foi um importante episódio de actividade ígnea meso-

cenozóica, aquando da abertura do Atlântico Norte. Abrange uma vasta área com extensão de

cerca de 200 km2 entre Lisboa, Sintra, Mafra e Runa. Instalou-se entre o Cretácico superior e

o Eocénico inferior, há cerca de 72 M.a. Compreende diversos tipos de estruturas intrusivas e

lávicas (chaminés, soleiras, escoadas, diques, filões camada, etc.), de piroclastos e de rochas

(basaltos, brechas de composição variada, traquitos, riólitos, etc.), predominando

essencialmente o basalto.

PETROGRAFIA

Basaltos

Estas rochas são as mais abundantes e representativas do “Complexo Vulcânico de Lisboa”.

Alguns dos antigos edifícios vulcânicos encontram-se na região abrangida pelo Concelho de

Mafra, aparecendo algumas evidências desta manifestação magmática na região do Cacém

(alto do Colaride), em Belas, Queluz, e em outros locais, em afloramentos mais dispersos,

abrangidos pelo Concelho de Sintra.

Relativamente à sua composição, as fases fenocristalinas principais incluem espinela

cromífera, olivina, clinopiroxena, óxidos de titânio e de ferro, plagioclase e horneblenda

básica.

Na matriz, as fases principais são clinopiroxena, plagioclase e minerais opacos, com

quantidades diversas de olivina, feldspato potássico, analcite, vidro vulcânico, zeólitos,

biotite, apatite e outros produtos de formação secundária ou tardios, tais como serpentina,

clorite e calcite.

Doleritos

Estas rochas ocorrem frequentemente sob a forma de soleiras, destacando-se no Concelho de

Sintra a da Lomba de Pianos, localizada entre a Praia da Samarra e a Praia de Magoito, ao

longo de aproximadamente 3 km, com bons cortes nas escarpas sobre o mar, e com uma

espessura de cerca de 20 metros. Encontram-se intercaladas em calcários sub-horizontais do


2008/2009 35

Cretácico superior e estão afectadas (simultaneamente com eles) por acidentes tectónicos de

fractura e de desligamento. Além de apresentar disjunção colunar muito nítida, bem

conservada e com grande valor estéctico e didáctico, apresenta variações de fácies, no

sentido horizontal e no sentido vertical, sendo constituída por uma rocha meso-melanocrática

microgranular. As variações estão patentes em:

- Diferenciações granulares mesocráticas de grão médio.

- Zonas de intensa zeolitização, com estruturas globulares fibrorradiadas de cores claras.

- Fácies afaníticas.

- Fácies de aspecto brechóide com numerosos encraves, quer granulares, quer afaníticos.

Os aspectos expostos eram observáveis numa pedreira que, presentemente, se encontra

desactivada; não se efectuou recuperação paisagística do local, estando hoje repleta de

entulho. À data de publicação da notícia explicativa da Folha 34-A, Sintra, 1993, esta

pedreira encontrava-se ainda em laboração.

Estas rochas apresentam fenocristais de plagioclase, de piroxenas e de minerais opacos. A

matriz é essencialmente feldspática, contém ainda clinopiroxenas, minerais opacos,

pseudomorfoses de olivina transformada em produtos criptocristalinos verdes, analcite,

biotite, apatite, clorite e zeólitos.

Traquibasaltos

Ocorrem também preferencialmente em soleiras, intercaladas em calcários no Concelho de

Sintra, sub-horizontais ou ligeiramente inclinados, e estão bem representados em

alinhamentos com cerca de 10 km de extensão, subparalelos ao eixo da cadeia anticlinal

Sintra-Caneças, com direcção ENE-WSW. Os afloramentos da soleira foram postos a

descoberto pelo entalhe dos cursos de água e têm forma, orientação e extensão parcialmente

dependentes da morfologia da região, em particular pelo entalhe profundo dos cursos de

água, aflorando tanto nos leitos escavados, como no cimo das plataformas (Terrugem) quer

ainda, a vários níveis altimétricos, nas encostas dos vales mais cavados (Anços, Montelavar).

Estas soleiras apresentam uma mineralogia essencialmente constituída por plagioclases e

clinopiroxenas, pseudomorfoses de olivina, analcite, clorite, magnetite e quartzo secundário

ocorrendo ainda biotite, anfíbola, esfena, apatite, minerais opacos e serpentina.


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Traquitos

São rochas com pouca expressão na região: constituem preferencialmente domas, soleiras e

filões. Estas rochas estão representadas, por exemplo, em Odrinhas-Alvarinhos, e também

entre o Cacém e A-da-Beja, passando por Belas. São rochas francamente porfíricas,

apresentando uma matriz feldspática que engloba fenocristais de plagioclase, anfíbola e/ou

biotite e microfenocristais de minerais opacos.

Riólitos

Estas rochas têm pouca expressão na região, e ocorrem somente em pequenos filões.

Encontram-se pequenos retalhos destas rochas entre areias de duna em Calhau do Corvo. A

sua composição minerológica evidencia pequenos fenocristais feldspáticos, quartzíticos e

alguns biotíticos embutidos em matriz quartzo-feldspática microcristalina. Como minerais

acessórios apresenta apatite, zircão e opacos.

Gabros filoneanos

Estes gabros são constituídos por labradorite, augite, olivina, minerais opacos, feldspato

alcalino, nefelina, alguma analcite, apatite e biotite. Actualmente existem vestígios destes

materiais ígneos sob a forma de blocos soltos ao longo dos caminhos que davam acesso a

antigas pedreiras, onde esta rocha foi explorada, áreas que hoje se encontram totalmente

cobertas por urbanizações e outros tipos de ocupações.

ENQUADRAMENTO GEOMORFOLÓGICO

A organização geomorfológica dos terrenos que constituem o Concelho de Sintra,

compreende duas grandes unidades: uma superfície aplanada, desenvolvida sobre o substrato

mesozóico e recoberta por formações detríticas cenozóicas e o relevo da Serra de Sintra, um

relevo de resistência que corresponde ao afloramento de rochas ígneas intruídas na série

carbonatada mesozóica e expostos por erosão diferencial.

Por sua vez, a linha de costa do concelho de Sintra é bastante recortada, apresentando

arribas de perfil abrupto, observáveis em todo o litoral, existindo promontórios, a que

correspondem rochas bastante resistentes à acção dos agentes erosivos, como está patenteado

no Cabo da Roca, cuja altitude máxima corresponde a 140 m, e constitui o aspecto mais

exuberante deste litoral. Por entre as arribas, intercalam-se de vez em quando enseadas que

correspondem a locais de deposição de materiais, provenientes da acção erosiva do mar e,


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cumulativamente, de sedimentos transportados pelas ribeiras que drenam para o litoral. As

arribas são talhadas em rochas brandas e rochas resistentes, sendo as segundas

preferencialmente de composição calcária e por conseguinte, mais resistentes à erosão. As

primeiras, de composição essencialmente margo-calcária ou mesmo margosa, são brandas,

frágeis e pouco resistentes à acção dos agentes erosivos. As areias ocorrem em manchas de

duna junto do litoral, nomeadamente entre a Foz do Falcão e o Forte de Santa Maria de

Magoito. As dunas observam-se próximo do litoral, na região entre Magoito, Janas, Mucifal

e Praia da Adraga. As prais, são depósitos incoerentes descontínuos, preenchendo

reentrâncias da costa rochosa. As mais importantes localizam-se na Foz do Falcão, Praia de

Magoito, Aguda, Maçãs e Praia Grande.

1 – A superfície de aplanação e os vales

A área a norte e nordeste do maciço de Sintra caracteriza-se por uma extensa superfície de

aplanação testemunhada por um conjunto de interflúvios aplanados com fraca inclinação

(cerca de 4º) para ocidente, que se prolongam até cerca de 15 km para leste da linha de costa

e apresentam cotas de 200 metros para o interior, mas apenas de 20 a 30 m junto ao mar. Esta

diminuição da altitude nem sempre se faz de forma regular, podendo observar-se elementos

planos, separados por pequenas rupturas de declive, mais nítidas a cotas mais baixas.

Observando de norte para sul estes elementos planos, percebe-se frequentemente que os dois

interflúvios que formam o mesmo vale não se apresentam à mesma cota e também não

possuem o mesmo declive, por conseguinte, existem algumas anomalias entre os retalhos

planos individualizados pela incisão dos cursos de água.

Estes interflúvios, organizados a cotas decrescentes para oeste, definem o remanescente de

uma superfície que resultou do arrasamento de uma estrutura em monoclinal com inclinação

para sul e sueste, afectando formações do Cretácico inferior a superior (Aptiano-Albiano e

Cenomaniano) constituídas por rochas margo-carbonatadas e detríticas. A origem desta

aplanação tem sido atribuída ao mar, à transgressão pliocénica (Ribeiro, 1941, in Pereira,

1987) ou calabriana que também seria responsável por parte dos depósitos ali deixados, no

topo. Se assim foi, poder-se-á concluir que os vários elementos planos a diferentes cotas,

corresponderiam a diferentes níveis de uma plataforma de abrasão marinha complexa, isto é,

seriam o resultado de períodos de estabilidade que interrompiam a descida rítmica do nível

do oceano. Segundo Dias, 1980 (in Pereira, 1987), o estudo dos depósitos detríticos que

recobrem as plataformas litorais ao norte de Sintra, indica origem marinha, na sua maioria

constituídos por areias roladas (em média cerca de 70 % dos elementos do depósito) cuja


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composição minerológica é formada predominantemente por grãos de quartzo (cerca de 80

%), um feldspato pouco alterado e seixos rolados (até 10 cm de comprimento). A presença de

feldspatos pouco alterados, demonstra que não foram sujeitos a um transporte longo,

podendo inferir-se que advêm do maciço de Sintra o que pressupõe, à época, a existência de

drenagem para norte a partir do maciço. Sobre esta superfície litoral aplanada as condições

de deposição variaram no espaço e no tempo; a ocidente ocorreriam elementos da superfície

que expostos ao mar aberto e fortemente atacados pela ondulação, apresentavam cobertura de

areias bem roladas, sendo possível a existência de outros sedimentos, onde a deposição se

fazia em ambiente calmo, devido à existência de protecção conferida por cordões litorais: os

trabalhos de Azevedo (1987, in Pereira, 1987)) que estudou também estes depósitos,

confirmam a existência de depósitos marinhos coexistentes com outros de ambiente

claramente fluvial. É aceitável que em ambiente litoral fechado ou não por um cordão litoral,

exista sedimentação marinha e fluvial convergentes e por conseguinte coexistam depósitos

marinhos associados a depósitos fluviais.

Uma questão discutível quanto aos mecanismos genéticos é o facto desta plataforma se

encontrar fragmentada em retalhos com cotas diferentes e apresentarem várias inclinações.

As primeiras hipóteses atribuíram estas características a variações eustáticas do nível mar, e

a embutimentos sucessivos. No entanto, mais recentemente, tem-se apelado à neotectónica

para explicar a altitude e inclinações que aquelas plataformas apresentam. Segundo Pereira

(1987), se o retoque marinho de que ainda existem depósitos for atribuído à transgressão

pliocénica (Calabriano), temos que imaginar um levantamento de cerca de 90 m durante 2

milhões de anos, e que este levantamento se fez por alternância de períodos calmos com

outros de notória instabilidade, e não de maneira uniforme. Por outro lado, verifica-se que a

altitude dos vários elementos planos aumenta em geral para sul, o que sugere relações com a

ascensão do maciço de Sintra. De facto, parece que foi na Serra que aquele levantamento

teve maior relevância. Os diferentes sentidos de inclinação e declives dos vários retalhos

planos poderão eventualmente ser o resultado do “jogo em teclas de piano” de vários

compartimentos individualizados por falhas, ao longo dos quais os cursos de água se

instalaram.

Os níveis de aplanação mais baixos, 80 m, 20 a 30 m (visíveis em São Julião e em Magoito),

poderão estar relacionados com acções conjugadas da tectónica e da descida eustática do

nível do mar, segundo Pereira (1987).


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Os vales que compartimentam os vários retalhos da superfície de aplanação são curtos, não

ultrapassando em geral os 15 km, apresentando uma orientação NW- SE à excepção do caso

da ribeira de Colares, cuja orientação é E-W. A montante, estes vales são largos e pouco

profundos; no entanto, caminhando em direcção à foz, o encaixe dos vales acentua-se. No

troço jusante, os vales mostram-se encaixados, com alguma profundidade, e em geral

dissimétricos, devido a razões estruturais (as camadas mostram inclinação para sul) e

observa-se que as vertentes da margem esquerda apresentam inclinação contrária à

disposição das camadas, e por conseguinte, um declive mais acentuado. O encaixe da rede

hidrográfica parece ter sido favorecida, em parte, por uma rede de fracturas cujas direcções

variam de NW-SE a W-E. Nas vertentes afloram essencialmente rochas do substrato margo-

carbonatado, especialmente na parte superior, e ainda alguns depósitos argilosos resultantes

da alteração e remobilização limitada do substrato que encerram clastos heterométricos de

calcário. Estes depósitos (coluviões) evoluem através de deslizamentos que ocorrem em

invernos com regime de precipitação intensa, sendo mais vulgares nas vertentes esquerdas,

pois apresentam declives mais acentuados.

Para além da dissimetria estrutural, os vales apresentam ainda uma dissimetria originada pela

diferente evolução das vertentes, que se encontram cobertas por depósitos de natureza

diferente, podendo encontrar-se as vertentes norte cobertas por arenitos dunares consolidados

que se estendem para o interior do vale (São Julião, praia das Maçãs, por exemplo).

2 – A Serra de Sintra

O relevo mais significativo e importante em todo o Concelho de Sintra é o Maciço de Sintra.

Elevando-se das plataformas de aplanação que cortam as formações sedimentares que o

envolvem, considera-se o acidente geológico e geomorfológico mais importante da península

de Lisboa (Teixeira, 1962). Apresenta uma área exposta de 50 km2 (10 km de comprimento

por 5 km de largura) e altitude máxima, de 520 m na “Cruz Alta”. Exibe uma forma elíptica,

com o eixo maior orientado na direcção E-W. É um imponente relevo de erosão diferencial,

perfeitamente destacado do seu encaixante, sendo cortado a ocidente pelo mar, originando

uma costa muito recortada, de arribas altas, fazendo do “Cabo da Roca” o ponto mais

ocidental do Continente Europeu, onde o comando da escarpa litoral está à cota de 140

metros. O maciço, prolonga-se pela plataforma continental até uma certa distância da costa

(Kullberg, 1984).


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3 – O Litoral

O litoral do Concelho de Sintra é essencialmente formado por arribas, contendo também

plataformas de abrasão e algumas praias.

Uma arriba é uma vertente costeira abrupta ou com forte declive, no geral talhada em rochas

coerentes pela acção dos agentes marinhos (ondas e marés), ou pela acção conjugada de

agentes morfogenéticos marinhos, continentais e biológicos. As arribas do litoral de Sintra,

apresentam com frequência formas compósitas, pois são muitas vezes interrompidas por

elementos planos - “Praias Levantadas”. Estas vertentes costeiras fortemente condicionadas

pela acção do mar, apresentam sempre um declive superior ou igual a 45 º.

A forma e o declive de uma arriba e também da plataforma de abrasão de sopé, estão

directamente relacionadas com a natureza das rochas que a constituem, o que pressupõe uma

maior ou menor resistência à erosão mecânica e à alteração, e por conseguinte, depende da

intensidade e frequência de acção com que actuam os agentes marinhos e também de

resistência oferecida pelo maciço.

No presente caso, as arribas que formam a maior parte do litoral cortam as camadas quase

paralelamente à sua inclinação regional, e os estratos apresentam um pendor reduzido. As

arribas com inclinação próxima dos 90 º são originadas em rochas resistentes, de natureza

calcária ou arenítica do Cretácico, e evoluem especialmente por queda de blocos. Os troços

com arribas de menor declive são constituídos por material margoso e menos coerente e

evoluem essencialmente por abarracamento. As formas em que existe alternância dos dois

tipos de material, apresentam um perfil mais complexo no pormenor e os dois processos de

evolução coexistem, sendo responsáveis por esta complexidade.

A altitude da vertente costeira aumenta para sul acompanhando o aumento de cota da

plataforma litoral. Segundo Pereira (1987), a altura da arriba propriamente dita varia muito;

os valores mais baixos (20 a 30 m), ocorrem nas arribas norte de São Julião e em Magoito

(Forte de Santa Maria). A vertente litoral, melhor definida a sul pode alcançar os 140 m na

região da Serra de Sintra.

Pereira (1987) faz referência à importância antrópica na arriba a norte da foz da ribeira da

Mata, na Praia de Magoito, considerando-a uma arriba morta devido à construção de uma

parede de betão para salvaguardar o acesso à praia das investidas do mar. Na década de 50

do século passado, a arriba era talhada em duna consolidada. Na década de 80 a construção

de uma escadaria de acesso à praia, destruiu parte da duna que é constituída por material


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incoerente, colocando-a em situação de desequilíbrio, do que resultou uma aceleração da

erosão, com desprendimento de enormes lajes após alguns invernos chuvosos e a destruição

do acesso. Presentemente, neste ano civil de 2009, além daquela parede que foi refeita, existe

ainda adjacente à antiga arriba uma estrada em betão, permitindo um acesso mais rápido e de

efémera segurança à praia. No interior da duna foi construído também um café-restaurante, e

as vertentes da duna foram revestidas com redes para evitar acidentes decorrentes do

desprendimento de materiais soltos. Podemos referir que o litoral de arriba ocupa cerca de 45

a 50% da orla costeira do Município de Sintra.

A norte da serra de Sintra, na base da arriba, estende-se uma plataforma rochosa visível em

baixa-mar, à excepção dos locais que se situam próximo da foz dos cursos de água, onde

existe praia; estas plataformas, localizadas aproximadamente à cota de maré baixa,

testemunham o recuo da arriba e do maciço rochoso marginal. No litoral do Concelho de

Sintra afloram em manchas descontínuas.

As praias são acumulações de material detrítico proveniente do desmonte de rochas

preexistentes e também de aluviões, redistribuídos pelas correntes litorais.

A corrente de deriva litoral ou longitudinal, é a massa de água que se desloca ao longo da

costa, em associação com a rebentação, quando as ondas apresentam rebentação oblíqua

(Moreira, 1984). Neste sector de costa, a corrente de deriva litoral, apresenta um sentido

norte-sul prevalecente e a acumulação de sedimentos costeiros efectua-se preferencialmente

na foz dos cursos de água, beneficiando do espaço de acumulação e condições de abrigo da

secção terminal dos vales, e a norte das pequenas saliências da linha de costa, permitindo

individualizar pequenos troços de praia entre saliências (esporões naturais) ou fozes fluviais.

Estas saliências naturais são obstáculos à corrente de deriva associada à ondulação de NW,

que é a mais frequente, favorecendo a ocorrência da acumulação de detritos nas áreas

abrigadas, essencialmente representadas por materiais arenosos. No entanto, na foz da ribeira

da Mata, encontram-se abundantes seixos rolados de grande e variada dimensão, atestando

aporte localizado de materiais mais grosseiros.

OS SISTEMAS LITORAIS

Os conteúdos geomorfológicos fundamentais do litoral do Concelho de Sintra arribas, praias

e plataformas de abrasão, podem ocorrer associados para construir Sistemas Litorais de

complexidade variável, cujas características dependem da litologia e estrutura das rochas

afectadas (Neves, 2006).


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Neves (2006) estudou o litoral da Estremadura, deste ponto de vista, utilizando as cartas

geológicas e/ou notícias explicativas, trabalhos de campo e, em áreas inacessíveis, imagens

fotográficas. Este estudo permitiu identificar três classes de inclinação do material

sedimentar dependentes essencialmente da orientação do troço do litoral (Quadro I).

QUADRO I

CLASSES DE

INCLINAÇÃO EXPLICAÇÃO

Concordante = ou > 45º O material sedimentar inclina na

direcção do mar

Discordante = ou > a 45º O material sedimentar inclina na

direcção contrária ao mar

Sub-paralela (0º - 5º)

O material sedimentar inclina numa

direcção sub-paralela à linha de

costa.

A inclinação concordante ou discordante das camadas que afloram ao longo de um sector de

arriba, pode condicionar boa parte da geometria e comando destas formas erosivas. No caso

do Concelho de Sintra e de acordo com Neves (2006), todas as ocorrências mostram

inclinação subparalela ao desenvolvimento do litoral, pelo que o modelado deve

corresponder essencialmente à influência das diaclases e falhas que compartimentam os

conjuntos sedimentares.

Neves (2006) constatou também que nos afloramentos de material sedimentar, conjuntos

litológicos idênticos na sua composição apresentavam troços litorais com características

morfológicas e de dinâmica actual diferentes, em função da presença relativa das várias

rochas aflorantes.

Esta constatação conduziu à caracterização das rochas aflorantes no litoral em função da

resistência aos processos de meteorização e erosão, tendo em conta os factores do meio

ambiente e também a maior ou menor exposição aos agentes de erosão. Como o seu estudo

abrangeu o litoral do Concelho de Sintra, e avaliando a resistência das rochas quer em

valores de resistência à compressão das rochas, quer de taxas de recuo de litorais rochosos,

surgiram problemas na classificação dos afloramentos detríticos (areníticos e

conglomeráticos), devido à variada composição química, minerológica e textural que estas


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rochas apresentam, influenciando a alteração química e propriedades físicas como a

porosidade e a permeabilidade, e por conseguinte a sua resistência à acção mecânica.

As rochas sedimentares que constituem a maior parte do litoral rochoso do Concelho, foram

agrupadas em três classes de resistência ao conjunto dos processos actuantes nesta faixa

costeira, sendo o quadro seguinte exemplificativo da classificação efectuada.

QUADRO II

ROCHAS

SEDIMENTARES /

ROCHAS ÍGNEAS

RESISTÊNCIA

Margas

Argilas

Rochas Brandas

Arenitos

Conglomerados

Rochas com média resistência

Calcários

Calcários Margosos

Granitos

Sienitos

Doleritos

Rochas Resistentes

As litologias aflorantes no litoral de Sintra, integram-se de um modo geral nas classes de

rochas brandas e rochas resistentes.

A uma escala de observação regional, a elevada resistência oferecida pelos termos

magmáticos aflorantes no maciço de Sintra justifica a proveniência dos afloramentos

rochosos correspondentes para formar o promontório, áreas salientes do litoral do Concelho.

Os contrastes entre termos brandos e de resistência intermédia são observáveis nas

irregularidades dos troços de costa, mas apenas quando tratamos a uma escala de observação

muito detalhada.

Outro passo importante para a caracterização geomorfológica do litoral de Sintra foi a

determinação e identificação de um conjunto de sistemas litorais neste troço do litoral.

Pereira (2001) sistematizou as formas elementares litorais, agrupando-as em formas de

erosão e formas de acumulação que, em conjunto, dão origem a diversos tipos de litoral.


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Neves (2006), detalhou substancialmente mais as formas litorais, identificando sistemas

distintos com base nos conteúdos de duas faixas aproximadamente paralelas ao mar e que, de

uma maneira geral, são condicionadas pela sua presença e actividade: a faixa entre-marés e a

faixa permanentemente emersa, supralitoral. Na faixa entre-marés considerou: a tipologia da

base da arriba (mergulhante ou coberta por blocos) e existência ou ausência de plataforma de

sopé (ou de praias encastradas ou alongadas e estreitas). Os conteúdos da zona supralitoral

podem ser arribas (mesmo quando exista praia adjacente ou planície aluvial), duna ou litoral

artificializado. Os sistemas litorais identificados consistem em combinações destes

elementos, considerando uma descritização do litoral em segmentos de dimensão

hectométrica. Classificou ainda as arribas como activas e inactivas, sendo que inactivas

apenas ocorrem no sistema litoral de Praia alongada e estreita – Arriba. Por fim, atribuiu uma

sigla a cada sistema litoral. Seguidamente, apresenta-se uma caracterização sumária dos

sistemas litorais identificados, segundo Neves (2006) com menção à sua aplicação ao sector

que compreende o litoral do Município de Sintra.


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Figura 7 – Representação esquemática dos Sistemas Litorais que se observam na Orla Costeira de Sintra.

Sistemas com Arribas

Arriba mergulhante - [ Am]

Considera-se uma arriba como mergulhante, sempre que a sua base se encontra submersa.

Por vezes, a existência de plataformas rochosas submersas a pequena profundidade,

especialmente quando a alimentação em material por parte da arriba é constituída por blocos

de grande dimensão, permite a acumulação de blocos isolados junto à base. Estes blocos

emergem durante a maré baixa e constituem elementos de dissipação da energia da

ondulação aplicável sobre a arriba. Este sistema encontra-se bem representado em diversos

troços do litoral de Sintra, em especial nas vertentes do maciço de Sintra, a sul do Cabo da

LEGENDA

Sistemas com Arribas

Arribas com a base coberta por blocos [Ab]

Sistema plataforma de sopé – arriba [Ps - A]

Arriba Mergulhante [Am]

Subsistema praia alongada e estreita –arriba inactiva [Pra-A(i)]

Sistema praia encastrada – arriba [Pre - A]

Subsistema praia alongada e estreita – arriba [Pra-A]

Sistemas sem arribas

Sistema praia – planície aluvial [Pr-Pla]

N

S. Julião

Foz do Falcão

Praia de Vide

Praia da Samarra

Lomba de Pianos

Praia de Gerebele

Praia de Magoito

Praia da Aguda

Praia Grande

Praia da Ursa

Praia da Aroeira

Praia de Assentiz

Cabo da Roca

Praia das Maçãs

Praia das Azenhas do mar

Praia da Adraga

Sistema praia – duna [Pr- D]


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Roca(figura 8). Sectores talhados em calcários, expostos a SW e ainda alguns sectores

expostos a WNW podem eventualmente integrar-se neste tipo de sistema litoral, mas a

dificuldade de observação pode ter levado à classificação de alguns como sistema de “arriba

com base coberta por blocos”.

A exposição de rochas muito resistentes não corresponde necessariamente a arribas

mergulhantes. De facto, há sectores talhados em espessas bancadas de calcário e/ ou nos

granitos que constituem parte do maciço sub-vulcânico de Sintra. Mas há sectores onde

afloram exclusivamente rochas resistentes e em que as arribas não são mergulhantes, porque

apresentam a base coberta por depósitos. São exemplos os sectores talhados em calcários

(São Julião) e sectores talhados em granito (praia da Aroeira – praia da Ursa). Na realidade,

os sectores talhados neste tipo de rochas, sempre que se encontram expostos a S ou a SW,

apresentam quase sempre um sistema de “arriba mergulhante”, com excepções constituídas

por pequenas reentrâncias na linha de costa, sempre de reduzida extensão, onde a energia das

ondas diminui favorecendo a acumulação de material detrítico, significando que há protecção

e reduzida exposição aos agentes de alteração. Quando a orientação da linha de costa os

expõe a W ou a NW, existe uma significativa percentagem de locais em que a base da arriba

se encontra coberta por blocos provenientes da sua evolução. Cerca de 50 a 60 % do litoral

encontra-se neste tipo de sistema.

Figura 8 – A região a sul do Cabo da Roca, apresentando um sector de arriba mergulhante (foto de Novembro de 2009).


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Arriba com a base coberta por blocos - [Ab] – Figura 9

Compreende sectores de arriba articulada em plataformas rochosas de sopé, entre marés,

muito estreitas e cobertas por blocos rochosos. Este sistema litoral, também apresenta

significativa expressão no litoral de Sintra.

No caso dos granitos, o troço Abelheira – Enseada de Assentiz, exposto a SW, apresenta na

quase totalidade da sua extensão um sistema de “arriba mergulhante”, enquanto o sector

entre a praia da Aroeira Norte e a Praia da Ursa, orientado a WNW, apresenta uma praia

encastrada entre arribas com base coberta por blocos. Regra geral, quando a frente da arriba

apresenta um fraco comando, isto é, se se encontra a uma cota baixa, a tendência é para a

formação de um sistema de “arriba mergulhante”; quando o topo da arriba se encontra a

valores de altitude superiores, predominam os sistemas de “arriba com a base coberta por

blocos”. Possivelmente advém do facto de que quando as arribas são altas, perante o ataque

da erosão marinha há tendência à queda de blocos e a estes permanecerem por tempo

indeterminado na base da arriba. Se a arriba é baixa o desprendimento de blocos faz-se mas

devido à queda ser menor estes possivelmente são quase de imediato arrastados pelo mar.

Constata-se que os afloramentos de calcário e/ou arenitos associados a margas parecem

favorecer um sistema litoral do tipo [Ab]. Nos afloramentos em que estão presentes dois

tipos litológicos carbonatados com resistências diferentes (margas e calcários), a erosão das

margas põe em evidência as bancadas de calcário; as primeiras evoluem por movimentos de

vertente, e os segundos por quedas de blocos, ocasionando a acumulação de blocos na base

da arriba. Os blocos apresentam dimensão variada, são geralmente constituídos por material

muito resistente, e formam um obstáculo à erosão mecânica das ondas na base da arriba.

Devido à elevada resistência, podem permanecer no local durante várias dezenas de anos ou

por vezes centenas de anos, pela falta de competência da ondulação na acção de destruição

e/ou de transporte. No caso os blocos que se acumulam na base da arriba serem de

composição arenítica, são menos resistentes à ondulação e permanecem aí durante um

período inferior ao dos calcários. A sua presença em alguns sectores do litoral, indica que a

acumulação em depósitos de vertente é superior à capacidade do mar para os destruir. No

caso de estes blocos serem de granito ou sienito reúnem-se condições de máxima resistência

e de longevidade destas protecções.


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Figura 9 – As fotografias ilustram a região a sul do Cabo da Roca, apresentando um sector de arriba com a base coberta por blocos (foto de Novembro de 2009).

Sistema plataforma de sopé – arriba - [Ps – A]

Consideram-se plataformas de sopé as que apresentam uma largura superior a 25 m e um

comprimento superior a 100 m, associadas a uma arriba. No litoral Sintrense encontram-se

talhadas fundamentalmente em calcários e calcários margosos e arenitos. Estas formas

litorais só aparecem em complexos litológicos com presença de margas e argilas. Não se

encontram plataformas rochosas de sopé em rochas magmáticas, com excepção da

plataforma de sopé identificada no sector litoral em dolerito da Lomba de Pianos, talhada em

camadas alternantes de calcários e margas, que afloram na base da arriba, sob a intrusão

dolerítica. Tal é consequência da evolução particular dos sectores litorais em que este tipo de

rochas (magmáticas) aflora, e por outro lado, do regime de levantamento em que se encontra

o maciço de Sintra. As plataformas rochosas podem ocorrer com estrutura concordante e

discordante, mas ocorrem em maior frequência com estruturas subparalelas ao

desenvolvimento do corte, no geral inclinado para Sul. Em função das características

geomorfológicas, é possível concluir que as plataformas rochosas de sopé são sub-

estruturais, estando a sua evolução dependente de afloramentos de bancadas resistentes de

calcário, calcário margoso ou arenito, junto à base da arriba, sobre a qual se encontram

camadas sedimentares brandas compostas fundamentalmente por margas e argilas. A acção

dos agentes de erosão, principalmente a ondulação, promove um maior recuo nos sectores de

arriba talhada em materiais brandos, induzindo o recuo do sector cimeiro da arriba, que

instabilizará devido à perda de apoio na base. Deste facto advém a exposição da bancada


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resistente do sopé, que vai constituir uma plataforma rochosa de sopé. O gradual alargamento

desta plataforma contribui para dissipar a energia de ataque da ondulação aos materiais mais

frágeis expostos na arriba. Observam-se sistemas [Ps – A] em vários troços deste litoral,

nomeadamente nos sectores de Magoito – Praia de Vide Sul e em especial o sector da Praia

das Maçãs – Aguda (figura 10). Ocorrem por vezes em posição de saliência, em relação a

troços contíguos talhados em substratos idênticos, mas sem plataforma rochosa.

Figura 10 – As fotografias respectivamente de Julho de 2008 e Novembro de 2009 evidenciam sectores em que se observa o sistema plataforma de sopé da arriba. A da esquerda, compreende a região a norte da praia da Aguda, onde se observam algumas saliências litorais com plataforma rochosa no sopé da arriba. A da direita, mostra um pequeno sector na arriba norte da praia das Maçãs. Nos sectores em que o substrato apresenta uma inclinação subparalela ao litoral inferior a 15

% e é composto por alternância de rochas resistentes (calcários ou calcários margosos) e

rochas brandas (margas e argila), predominando as primeiras, originam-se dois tipos

principais de evolução do litoral, em função da bancada que aflora na base da arriba. Se fôr

de natureza resistente, desenvolvem-se plataformas rochosas, sub-estruturais. Se aflorarem

rochas de natureza branda, o recuo da arriba é mais rápido e origina a evolução do sector

suprajacente talhado em rocha resistente, devido a movimentos de vertente com acumulação

de material junto à base. A dimensão do material acumulado depende de vários factores

como sejam a espessura das bancadas e a rede de fracturação local, sendo no geral,

constituída por blocos de grande dimensão. Em qualquer dos casos, tanto a plataforma

rochosa de sopé como a acumulação de blocos, constituem barreiras de protecção à base da

arriba, retardando ou desacelerando o processo de recuo da mesma.

Nos sectores com a mesma característica de inclinação e alternância de rochas resistentes e

rochas brandas, com predomínio destas últimas, a evolução é substancialmente mais rápida,


2008/2009 50

pelo facto de que a extensão de arriba talhada em rocha branda exposta à ondulação é

superior. Assim, sectores formados em conjuntos de rochas deste tipo apresentam uma linha

de costa mais recuada que os troços de litoral contíguos. Em Sintra, nos sectores onde na

base da arriba aflora uma bancada de natureza resistente, haverá tendência à formação de

uma plataforma rochosa de sopé. Em outros sectores, com arribas talhadas em rochas

brandas, dois factores concorrem para a formação de praias alongadas: o primeiro é o

fornecimento de sedimentos de pequenas dimensões por parte da arriba; o segundo

corresponde a uma diminuição da energia de ondulação devida a uma reentrância litoral e

consequentemente diminuto transporte de sedimentos para o mar.

Sistema praia encastrada – arriba - [ Pre-A]

São sectores costeiros que apresentam uma pequena praia, limitada para o interior por uma

arriba com afloramentos de bancadas com predominância de materiais brandos, encaixada

entre duas saliências litorais rochosas protuberantes. Estes paredões naturais provocam a

diminuição da energia das ondas, proporcionam situações de abrigo e favorecem a

acumulação de areias. Estas praias apresentam por vezes uma forma mais ou menos semi-

circular. Encontram-se alguns destes sistemas no litoral de Sintra, mas com pouca expressão.

As praias encastradas, estão directamente ligadas às características litológicas e/ou

estruturais do substrato: locais onde os condicionalismos estruturais ligados à tectónica,

como a ocorrência de falhas que conduziram à formação de faixas de fragilização na rocha,

dando origem a sectores de actuação privilegiada da erosão, constituindo reentrâncias onde

as areias se podem acumular. Constituem exemplos a praia de Gerebele (a norte de Praia

Magoito e a sul da Praia da Samarra), localizada numa falha de direcção NNE-SSW e a praia

da Ursa (figura 11); o substrato granítico dificulta aqui a observação de falhas, mas dois

factores concorrem para a possibilidade da sua ocorrência no local: a linearidade do pequeno

vale situado no sector Sul da praia, e a orientação coincidente entre este vale (NNW-SSE) e o

sistema de falhas existente a norte do local. As praias da Aroeira e de Assentiz são apenas

reentrâncias da linha de costa que se encontram precisamente no local de contacto entre os

granitos e os sienitos, que é passível de supor que se comporte como uma faixa de

fragilidade.


2008/2009 51

Figura 11 – Observa-se nestas duas imagens o sistema praia encastrada (foto da esquerda) e o sistema de arriba com a base coberta por blocos (foto da direita). Estas fotos correspondem à praia da Ursa, situada a norte do Cabo da Roca (Novembro de 2009).

Subsistema praia alongada e estreita – Arriba - [Pra – A]

São troços litorais de praia cujo limite interior corresponde a uma arriba e cujo comprimento

é sempre superior à largura. São praias cuja largura média máxima, medida entre o nível de

baixa-mar e a base da arriba, raramente ultrapassa os 120 m. A espessura das areias é

geralmente reduzida, podendo em situações de tempestade ou de modificações temporárias

da circulação das correntes litorais, colocar a descoberto, durante períodos de tempo

variáveis, a plataforma rochosa que lhes está subjacente.

Quando se observa alternância de rochas brandas e resistentes (calcários e margas), com

predominância destas últimas, a tendência é para produzir sistemas litorais de “praia

alongada e estreita-arriba”. São evidências deste sistema, o sector Praia da Aguda – Magoito

e o sector a Sul da foz da ribeira do Falcão, a Praia de Vide (figura 12). A norte da Praia

Grande encontram-se duas praias relativamente extensas – Praia da Aguda - Praia de

Magoito e a Praia de Vide - Praia de São Julião com 2,5 e 1,9 km respectivamente, não

apresentam toda esta extensão coberta de areias, pois como já foi anteriormente referido são

sectores litorais onde alternam os sistemas “praia alongada e estreita” e “plataforma de sopé-

arriba”.


2008/2009 52

Figura 12 – A fotografia da esquerda mostra o sector sul da praia de Vide. A fotografia da direita mostra o sector norte da praia da Aguda, observando-se a duna consolidada da praia e respectivo acesso. Ambas as fotos são evidências do sistema litoral de praia alongada e estreita – arriba. Fotos de Julho de 2008.

Subsistema praia alongada e estreita – Arriba inactiva - [Pra – A(i)]

Neste caso podemos incluir o troço da Praia Grande (figura13), localizada a cerca de 3,5 km

a NNE do Cabo da Roca, limitada a este por um paredão e uma estrada paralelos à linha de

costa. Esta praia tem uma largura de 120 metros a sul e vai estreitando progressivamente

para norte até atingir 40 metros. Encosta-se a leste a um afloramento local de materiais

brandos do “Complexo de Benfica” que por isso sofreu maior recuo em relação às bancadas

mais resistentes, do Cretácico, a norte e sul e como tal considera-se integrada no subsistema

“praia alongada e estreita-arriba (inactiva)” – [Pra-A(i)].


2008/2009 53

Figura 13 – Subsistema praia alongada e estreita com arriba inactiva. A imagem da esquerda mostra o sector norte da praia Grande. A imagem da direita é um pormenor de isolamento da arriba.

Sistemas sem arribas

São sectores onde não existe litoral rochoso e onde a praia confina com outros conteúdos

litorais: Sistema praia – planície aluvial ([Pr-Pla]) e Sistema praia – duna ([Pr - D]).

Identificaram-se como sistemas “praia-duna”, todos os troços com pelo menos 100 m de

comprimento, continuando a parte interior da praia por uma acumulação de areias eólicas,

parcial ou totalmente colonizadas por vegetação, e ocupando preferencialmente a

desembocadura de vales. Normalmente, estes troços correspondem a uma barra arenosa que

provoca obstrução do curso de água junto à foz, o que torna difícil o contacto entre as águas

fluviais e marinhas. Constituem exemplos, as ribeiras no troço litoral a sul do Cabo da Roca

que evidenciam pequena dimensão com funcionamento episódico (situam-se fora dos limites

administrativos do Concelho de Sintra). Os dois sistemas litorais referidos são extremamente

dinâmicos e podem ser reduzidos ou desaparecer por acção de inundações, para depois

recuperarem lentamente, por vezes ocupando novas posições.

Sistema “praia – planície aluvial” - [Pr-Pla] – Figura 14

No sistema “praia – planície aluvial” observa-se a existência de uma praia limitada para o

interior por uma planície aluvial.

Neste caso, estão incluídos todos os cursos de água que apresentem no seu sector vestibular

uma planície aluvial, com pelo menos cerca de 50 m de largura. A excepção a esta situação é

o caso da ribeira de Maceira, com foz na praia da Adraga, pois a orientação do troço final


2008/2009 54

deste curso de água, relativamente à linha de costa, assim como o seu forte encaixe,

impedem a formação de uma planície aluvial com similar largura, sendo muito reduzida. No

litoral de Sintra este sistema é pouco observado. A foz da grande maioria dos cursos de água

encontra-se frequentemente obstruída por um areal, o que refere uma energia hidrodinâmica

marinha superior à fluvial, durante a maior parte do ano. A fraca capacidade hidroenergética

dos cursos de água para romperem a acumulação arenosa junto à foz, advém essencialmente

da pequena dimensão das suas bacias hidrográficas, o que condiciona o seu caudal. O

escoamento fluvial aumenta quando a precipitação a nível continental é bastante intensa e

concentrada, permitindo que durante alguns dias se efectue o contacto das águas fluviais com

o mar. Os sistemas “praia – planície aluvial” localizados em troços orientados a W e WNW,

em linha de costa mais ou menos linear, apresentam tendência para instalar o canal de

escoamento no sector sul dos respectivos troços terminais de cada curso de água. Exemplos

desta situação são os casos da foz das ribeiras de Maceira e de Colares. No entanto, sectores

costeiros com as mesmas orientações, mas em que o litoral apresenta uma saliência

(normalmente localizada a norte da foz dos cursos de água), o canal de escoamento instala-se

tendencialmente a norte. São representativos desta situação a foz das ribeiras da Mata e do

Falcão. A este respeito refira-se que as diferentes localizações do canal na barra arenosa

reflectem influência do traçado da linha de costa na propagação da ondulação e na

(consequente) deriva litoral local, segundo Davis (1972, in Neves, 2006). A refracção da

ondulação condiciona a distribuição dos sedimentos ao longo da praia, formando-se o canal

de escoamento no local onde o cordão de areia se encontra menos desenvolvido. Uma

inversão do sentido da deriva litoral N-S, que marca habitualmente o litoral oeste português,

a sotamar de saliências litorais, foi referida por Pereira, (1992, in Neves, 2006). Os sistemas

“praia – planície aluvial” têm pouca expressão no conjunto dos sistemas existentes nesta

faixa costeira.


2008/2009 55

Figura 14 – As imagens ilustram o sistema praia – planície aluvial localizado na praia das Maçãs (Novembro de 2009). A fotografia da esquerda apresenta o curso de água que vem de montante em direcção ao mar. A fotografia da direita mostra a embocadura do rio e a interface entre as águas fluviais e marinhas.

Sistema praia – duna - [Pr – D]

São sistemas condicionados pela presença de saliências costeiras, ou seja, estendem-se entre

duas saliências litorais. Nestes sectores, estas saliências introduzem uma mudança de sentido

na circulação de sedimentos de norte para sul, criando células litorais, onde a energia de

transporte dos sedimentos é muito reduzido proporcionado a formação de áreas de

acumulação. No litoral do Concelho de Sintra identifica-se um sistema deste tipo, mas de

dimensão muito reduzida que se localiza na praia das Maçãs. A praia prolonga-se no sentido

oeste – este, estando a duna situada no final deste prolongamento. A duna está localizada no

interior, junto às piscinas da praia das Maçãs (figura 15).


2008/2009 56

Figura 15 – Imagem representativa da duna da praia das Maçãs, ilustrando o sistema praia – duna (Novembro de 2009).

AS PRAIAS DO CONCELHO DE SINTRA

As praias do Concelho de Sintra reduzem-se a acumulações pouco espessas e de extensão

limitada. Para tal, pode contribuir certamente o efeito de retenção do canhão da Nazaré.

Como o canhão da Nazaré se apresenta como um sumidouro de sedimentos muito

importante, poucos ficam disponíveis na corrente de deriva litoral e podem alimentar as

praias para sul da Nazaré. A escassez de sedimentos é penalizadora para todas as praias do

sector que corresponde ao litoral de Sintra. Algumas das praias do Concelho de Sintra têm o

seu nome ligado a localidades próximo do litoral, e todas apresentam uma orientação

preferencial de NE-SW.

Na tabela II especificam-se algumas das características das praias não classificadas no POOC

que abrange o Município de Sintra e como tal, não estão destinadas ao uso balnear, por

conseguinte talvez menos sujeitas à acção antrópica. As medições registadas na tabela II,

foram efectuadas em imagens satélite retiradas do endereço electrónico

http://livemaps.com.br/.


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TABELA II

PRAIAS NÃO

BALNEARES

DIMENSÃO

LONGITUDINAL

DIMENSÃO

TRANSVERSAL ORIENTAÇÃO

Vide 1250m 78,1 a 93,7 m NE - SW

Esporões 156,2 m 62,5 a 70m NE – SW

Samarra 171,8 m 54,6 m NE – SW

Gerebele 148,4 m 15,6 m NE - SW

Lagoa 78,1 m 23,4 m NE - SW

Cavalo 39 m 39 m NE - SW

Ursa 156 m 62.5 m NE - SW

Aroeira 195,3 m 46 m NE - SW

Assentiz 312 m 54,6 m NE - SW

O conteúdo sedimentar destas praias é areia, de granularidade média a fina, com grande

quantidade de bioclastos. Na zona de foz das ribeiras, na interface fluvial/ marinha, surge

heterogeneidade textural marcada por clastos de variada dimensão, subrolados (o que revela

terem sofrido algum transporte) espalhados na zona de interface entre o mar e as águas

fluviais e de granulometria média a fina com excepção da praia da Samarra, cujas areias são

mais grosseiras.

As praias que se encontram contempladas no Plano de Ordenamento da Orla Costeira

(POOC) (Praia de São Julião, Praia de Magoito, Praia da Aguda, Azenhas do Mar, Praia das

Maçãs, Praia Grande e Praia da Adraga), possuem uma dimensão longitudinal apreciável da

ordem das centenas de metros (Tabela III). O conteúdo sedimentar destas praias é idêntico ao

observado nas praias de uso não balnear e que foi atrás mencionado.


2008/2009 58

TABELA III

PRAIAS

BALNEARES

DIMENSÃO

LONGITUDINAL

DIMENSÃO

TRANSVERSAL ORIENTAÇÃO

S.Julião 1200 m 40 a 120 m NE - SW

Magoito 125 m 50 m NE - SW

Aguda 375 m 50 m NE - SW

Azenhas do Mar* 125 m 50 m * NE - SW

Maçãs 250 m 250 m NE - SW

Pequena 500 m 50 m NE - SW

Grande 875 m 100m NE - SW

Adraga 375 m 60 m NE - SW

* A Praia das Azenhas do Mar, só constitui um areal exposto para veraneio, em regime de baixa- mar; em

regime de preia- mar o areal desaparece.


2008/2009 59

CAPITULO 3 1 – ELEMENTOS CLIMÁTICOS

INTRODUÇÃO

A dinâmica geomorfológica litoral, compreende o conhecimento de vários elementos que

podem condicionar os principais processos de evolução da costa Oeste Portuguesa, em geral

e, em particular a que se refere à faixa costeira do Concelho de Sintra.

No estudo climático da região que integra o Município de Sintra, considerou-se relevante a

pesquisa e interpretação de elementos mesológicos como a precipitação, a temperatura, o

vento e o nevoeiro. Os primeiros parâmetros climáticos são os de maior relevância para o

sistema de erosão hídrica. O vento tem um papel preponderante na evolução da dinâmica

costeira, através dos parâmetros que o caracterizam, como sejam a velocidade e o rumo,

gerando ondulação (quer ao largo, quer localmente), influenciando as correntes superficiais

junto ao litoral, com consequências para os movimentos verticais das águas do mar. O

nevoeiro pode igualmente influenciar a dinâmica litoral, porque humidifica a superfície,

dificulta a mobilização dos elementos finos, assim como pode substituir a chuva no

fornecimento de água às plantas. Nos litorais rochosos, pode favorecer o transporte de

gotículas de água salgada que, ao depositarem-se nas rochas, contribuem para processos de

meteorização em que intervém o sal, além de promover a hidratação superficial das rochas,

conduzindo à sua alteração. As entidades contactadas para consulta e tratamento destes

elementos foram o Instituto de Meteorologia e o Instituto Nacional da Água (INAG). Os

contactos estabelecidos presencialmente e/ou através de endereços electrónicos, permitiram

aceder à localização de estações meteorológicas (udométricas/udográficas) distribuídas pela

zona em estudo e pertencentes a duas importantes bacias hidrográficas, a das Ribeiras do

Oeste e a do Tejo.

Precipitação

Os dados meteorológicos utilizados foram descarregados do Sistema Nacional de Informação

de Recursos Hídricos (INAG), utilizando-se também tabelas de precipitação mensal da rede

do Instituto Meteorológico, que foram gentilmente cedidas por aquela entidade. Após

conveniente selecção das estações (Tabelas IV e V) consultaram-se as respectivas tabelas de

precipitação mensal, relativas às duas entidades, e que contemplavam séries de registos entre


2008/2009 60

11 e 33 anos. As séries de dados de precipitação mensal não são sinópticas e têm numerosas

lacunas, tendo sido, completadas por interpolação e correlação a partir dos valores mensais,

estimando-se as médias anuais. O clima do litoral do Concelho de Sintra é de feição

mediterrânica com verões quentes e picos de pluviosidade no inverno, a precipitação

aumenta do litoral para o interior, atingindo os valores mais elevados na região da Serra de

Sintra, diminuindo para valores intermédios nas áreas a norte e a este deste maciço. Os

valores de precipitação tornam a aumentar na direcção NNW-ESE dentro dos limites

administrativos do Concelho, em direcção a Caneças. A estação meteorológica de Linhó

(figuras 16 e 17), é aquela que registou uma maior média anual de precipitação (Tabelas VII

a XVI) acumulada.

Os valores de precipitação média anual que constam nas tabelas de precipitação, indicam

que, no geral, os valores mais altos de precipitação ocorrem nos meses de Outubro a

Fevereiro e os valores mais baixos de Junho a Setembro. Registam-se valores de precipitação

média anual de aproximadamente 500 mm nas estações climatológicas do Cabo da Roca e

Azenhas do Mar, assim como na zona norte do Concelho de Sintra, perto da estação

climatológica de Cheleiros. Nas estações climatológicas do Linhó e Sintra Vila registam-se

os valores de precipitação média anual mais elevados, da ordem dos 972 mm e também na

região este do Munícipio, perto da estação climatológica de Cheleiros. Na periferia da Serra

de Sintra (região cincundante do maciço) registam-se valores intermédios de precipitação

média anual que se situam entre cerca de 500 mm e 972 mm.

Temperatura

Obtiveram-se igualmente elementos sobre a temperatura nas mesmas estações e durante o

mesmo período de tempo. Embora haja algumas diferenças nos valores de temperatura

encontrados no interior do Município relativamente à faixa costeira, estas são pouco

significativas. Na área em estudo existem algumas zonas restritas de microclimas com

temperaturas mais amenas, e mais frias, consoante o contexto morfoclimático a que estão

sujeitas. De acordo com Neves (2006), a temperatura média do ar anual ronda os 15°C,

verificando-se valores mais baixos nos meses de Janeiro a Fevereiro e valores mais altos nos

meses de Julho a Setembro.

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2008/2009 82

Figura 16 – Carta Administrativa Oficial do Concelho de Sintra e Concelhos Adjacentes, com a localização das estações meteorológicas.

metros


2008/2009 83

Figura 17 - Mapa representativo da distribuição dos valores de precipitação (em mm) no Concelho de Sintra, segundo os valores das estações meteorológicas seleccionadas, do tipo udométrico/udográfico

metros


2008/2009 84

Vento

O vento detém uma acção directa no transporte de sedimentos arenosos (sendo o agente da

geodinâmica externa mais selectivo), contribuindo para a formação ou degradação dos

subsistemas dunares, assim como é responsaável pela área afectada pelo transporte e

deposição das partículas de água salgada, resultantes da rebentação das ondas no caso dos

litorais rochosos, originando alguns processos de meteorização. Segundo Neves (2006), das

observações efectuadas na Estação Climatológica do Cabo da Roca, o vento sopra com

maior frequência dos rumos N e NW. O rumo NW predomina nos meses de Novembro a

Maio e nos meses de Junho a Outubro o vento sopra de N. No entanto, é de salientar que no

mês de Julho, o vento sopra literalmente dos dois rumos observados. Apesar da

predominância dos rumos N e NW se manter ao longo de todo o ano, é no inverno que há

maior dispersão do vento pelos vários rumos, e maior frequência de períodos de acalmia, em

oposição ao verão, onde os dias sem vento quase não existem. Das observações efectuadas

na mesma Estação Climatológica, aquele autor constatou que o vento tem velocidade média

anual de 14,1 km/hora, sendo inferior a 13 km/hora entre Junho e Setembro e atingindo os

17,5 km/hora no mês de Janeiro. Curiosamente, é nos meses de Junho a Setembro que o

vento de rumo N sopra com mais força; o vento de N alcança velocidades médias anuais da

ordem dos 15,7 km/hora e o vento de NW de 17,1 km/hora.

Nevoeiro

No Cabo da Roca a distribuição anual de dias com nevoeiro, aponta para uma maior

frequência nos meses de Junho a Setembro, possivelmente com origem em grandes

amplitudes térmicas diurnas, que se fazem sentir nestes meses, além da posição estratégica

da Serra de Sintra, com a sua enorme densidade florestal na vertente norte, contribuindo com

uma significativa taxa de evapotranspiração. Neves (2006), concorda com Daveau (1985),

quando refere que toda a faixa costeira localizada entre a região da Nazaré e o Cabo da Roca

está fortemente sujeita a nevoeiro de “advecção litoral”, fenómeno que ocorre

fundamentalmente nos meses quentes do ano e que resulta da condensação da humidade

atmosférica em contacto com as águas frescas do mar. No inverno, o nevoeiro forma-se

essencialmente nas áreas deprimidas do interior, nas noites frias e sem vento. Embora o

nevoeiro de “advecção litoral” tenha movimento, este nunca está associado a ventos fortes e

a penetração no litoral é rápida.


2008/2009 85

Escoamento Superficial

A rede de drenagem que se observa actualmente, resulta de uma evolução longa e complexa

(figuras 18 a 20), Azevedo et al. (1992), propõe um modelo de instalação de rede

hidrográfica:

1 – Construção de uma plataforma de abrasão marinha, por episódios sucessivos de avanço e

recuo do mar, durante o Pliocénico.

2 – Instalação (posterior à progressiva retirada do mar pliocénico) da bacia hidrográfica do

pré-Tejo, diferente da actual.

3 - Intensa sedimentação fluvial com deposição de areias quártzicas e calhaus de quartzito

sobre toda a planície de inundação deste importante sistema fluvial antigo.

4 – Movimentação tectónica importante que permitiu um intenso rejogo da rede de fracturas

em toda a actual plataforma litoral. Este facto terá concorrido para o empolamento das zonas

de “ passagem” provocando a inversão da rede hidrográfica. Simultaneamente ter-se-ia

verificado aumento da subsidência da bacia do Pré-Tejo a leste. Como consequência da

inversão da rede, esta teria ficado dividida em dois troços: no primeiro, a drenagem continua

para o mar, a oeste da linha divisória de águas. No segundo, a drenagem é efectuada para o

actual Tejo. Qualquer destes troços são precursores da actual rede hidrográfica, e a inversão

da bacia do Tejo impediria, consequentemente, a continuação da passagem através das

antigas superfícies.

5 – Instalação progressiva da actual rede hidrográfica, através de capturas sucessivas,

promovendo a continuada hierarquização da rede, provocando a intensa dissecação

verificada na plataforma e, por conseguinte, a consequente erosão da cobertura detrítica.

6 – Formação de praias marinhas, que actualmente estão representadas pelos níveis 50-80 m

em Magoito, etc, bem marcados na topografia e conservados em vários cortes

perpendiculares ao litoral.

7 – Formação de terraços fluviais a partir dos materiais da superfície culminante da

plataforma e consequente deposição de sedimentos oriundos das principais ribeiras, que

drenam a região.

A rede hidrográfica do Concelho de Sintra apresenta-se condicionada pela tectónica imposta

na região e em menor escala pelo relevo de resistência do maciço de Sintra. Os vales são em

geral encaixados na sua parte vestibular, bem como os das pequenas linhas de água que

concorrem para estes, alimentando-as e formando uma rede hidrográfica organizada com

drenagem exorreica e morfologia dendrítica. As bacias hidrográficas são todas exorreicas e a


2008/2009 86

sua drenagem é feita em parte para o litoral do Concelho, contribuindo potencialmente para

a deposição de sedimentos nas praias; outras bacias do Concelho drenam para a costa Sul, na

região de Oeiras; um terceiro grupo desagua ainda no litoral oceânico, mas a Norte da Foz

do Falcão, fora dos seus limites administrativos. Um quarto grupo situado na área leste do

Município, apresenta um conjunto de pequenas bacias hidrográficas (Bacias da ribeira de

Belas e de Carenque respectivamente), cujos cursos de água, são afluentes do Rio Tejo no

interior do seu estuário.

Numa primeira análise, a rede de drenagem do Concelho de Sintra, é constituída por malha

dendrítica de pequenas linhas de água que alimentam outras de hierarquia superior,

culminando em cursos de água de dimensão considerável, as ribeiras. No respeitante ao

escoamento superficial, constata-se que em todo o Município existem algumas ribeiras que

durante todos anos estão activas e debitam água e carga sólida para fora do Concelho,

enquanto outras exportam estes mesmos elementos para a faixa costeira do Município. Das

primeiras são exemplo as ribeiras dos Ossos, Estribeira, Manique e o rio Jamor. No último

contexto, evidenciam-se as ribeiras da Foz do Falcão, Mata, Bolelas, Cameijo e Colares, de

regime permanente, com áreas consideráveis de bacia hidrográfica comparativamente com

outras do Concelho (a ribeira de Colares é aquela que apresenta a maior área de bacia e que

vai contribuir com uma maior produção de sedimentos para o litoral); no entanto, existem

ainda pequenos cursos de água efémeros que alimentam estas ribeiras em regime sazonal. As

linhas de água não são monitorizadas relativamente ao escoamento superficial e por esta

razão não existem valores deste parâmetro.

O caudal das ribeiras que desaguam no litoral de Sintra apresenta um regime claramente

pluvial, muito irregular inter e intra-anualmente, dependendo do regime (variável) da

precipitação, em geral fortemente concentrada no tempo. São assim marcados por ocorrência

de cheias rápidas, alternando com fases de estiagem por vezes muito prolongadas.


2008/2009 87

Figura 18 – Mapa altimétrico do Concelho de Sintra (observem-se as manchas mais significativas no

relevo do município, e os vales encaixados de algumas ribeiras de substancial importância).

O concelho de Sintra possui 32 bacias hidrográficas (figura 20) das quais importa referir as

de maior relevância para este trabalho: as bacias hidrográficas das ribeiras que drenam para

o litoral do município de Sintra e que estão identificadas nas figuras 20 e 21.


2008/2009 88

Figura 19 – Bacias Hidrográficas do Concelho de Sintra.

metros


2008/2009 89

Figura 20 – Rede hidrográfica do concelho de Sintra e respectivas bacias hidrográficas, destacando-se as de maior contributo de drenagem para o litoral e que estão representadas na tonalidade verde.

No quadro III estão referenciadas todas as áreas ocupadas por cada bacia que drena para o

litoral, obtidas a partir de mapas elaborados em ambiente SIG. Verifica-se que este

município é essencialmente um exportador de água e sedimentos para o litoral ou para outros

municípios adjacentes. O Concelho de Sintra não herda drenagem de cursos de água,

provenientes de outros Concelhos, porque existe uma fronteira natural a Norte de maneira

geral coincidente com o traçado do rio Lisandro, situado na parte sul do Concelho de Mafra,

metros


2008/2009 90

outra a leste (herdada do comportamento da bacia do pré – Tejo) e uma terceira a sul,

constituída pela cercania do maciço de Sintra.

A bacia hidrográfica da ribeira de Colares, localizada na parte Oeste do Concelho de Sintra

(WSW), é a que apresenta maior área (49,72 km) seguindo-se-lhe em ordem hierárquica e

com substancial área (20,34 km), a bacia hidrográfica da ribeira de Bolelas.

Quadro III

Área e respectiva designação das Bacias Hidrográficas das ribeiras que drenam para o litoral

de Sintra

DESIGNAÇÃO BACIAS ÁREA (km2)

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ribeiras do Oeste

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Bacia da ribeira de

Bolelas


ribeiras do Oeste

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Bacia da ribeira do

Falcão


ribeiras do Oeste

13.05

HIDROLOGIA MARÍTIMA

No respeitante à hidrologia marítima, o comportamento dinâmico do oceano face à sua

aproximação à faixa costeira, é essencial para a compreensão de processos que dependem

directamente da sua acção.

O comportamento dinâmico do oceano é formado por dois conjuntos de fenómenos

principais:

- Os movimentos horizontais e verticais de massas de água – como a ondulação junto ao

litoral e as correntes (incluíndo o upwelling).

- As variações cíclicas, episódicas e oscilações do nível do mar – incluíndo as marés, a

sobreelevação meteorológica (storm surge) e a variação do nível do mar ao longo do tempo,

implicando avanço ou recuo da linha de costa.


2008/2009 91

Ondulação

As ondas são um dos factores mais importantes na modelação do litoral pela acção directa

que exercem sobre a linha de costa, nomeadamente nas praias e arribas, provocando

processos erosivos e deposicionais, favorecendo a ocorrência de processos de meteorização

(principalmente fenómenos de dissolução, alteração e desagregação das rochas) e de

transporte e/ou de acumulação de sedimentos ao longo da faixa costeira. Condicionam ainda

a distribuição dos seres vivos que ocupam a faixa litoral sujeita à acção das ondas, isto é, a

biodiversidade distribui-se pela zona inter-tidal consoante as afinidades que apresenta com o

meio ambiente marinho que ocupa.

Na costa oeste portuguesa o conhecimento das características da ondulação baseou-se num

conjunto de dados temporal e espacialmente reduzido, e embora, a sua actual monitorização

esteja aperfeiçoada, ainda apresenta problemas de ordem variada, como o caso de apenas

existirem no litoral oeste duas bóias ondógrafo, francamente afastadas entre si, uma em

Leixões e outra em Sines, apresentando frequentes lacunas de registo, devido a avarias. Os

estudos elaborados por Lautensach, (1987, in Neves, 2006), centraram-se em registos de um

ano de observações da direcção da ondulação efectuada por faroleiros e verificou haver uma

predominância anual do rumo NW. Carvalho e Barceló (1966, citados por Daveau, 1987, in

Neves 2006) trabalhando com registos de um ondógrafo localizado na Figueira da Foz,

chegaram à mesma conclusão do rumo predominante da ondulação ser de NW. Vinte anos

mais tarde Pires (1989, in Neves 2006), elaborou um estudo onde caracteriza a ondulação e

refere que no caso particular da costa portuguesa, esta encontra-se exposta à ondulação de

geração distante proveniente da vasta área oceânica que constitui o Atlântico Norte. Conclui

que em 80% das situações verificadas ao longo do ano ocorre o predomínio do rumo NW,

correspondendo no inverno, a uma ondulação gerada no bordo NE do Anticiclone dos

Açores, ou a situações de circulação NW pós-frontal ou depressionária, e no verão, a uma

circulação anticiclónica associada geralmente à nortada. No litoral do Concelho de Sintra, a

ondulação com esta proveniência atinge em média 2 a 2,5 m de altura; no entanto, em

situação de tempestade, a altura das ondas pode atingir os 6 m. A ondulação de SW pode

ocorrer, mas apenas associada à presença de depressões a SW de Portugal Continental, ou

ligada à passagem de sistemas frontais, com direcção SW-NE. São ocorrências pouco

frequentes mas bastante energéticas, promovendo ondas que podem atingir a altura média de

7 m. A ondulação proveniente de W ocorre especialmente durante o inverno, deriva da

passagem contínua de sistemas frontais que provêm da localização da frente polar a ocidente

de Portugal Continental, e promove tempestades com ondulação que oscila entre os 8 e os 10


2008/2009 92

metros de altura. Segundo Neves (2006), estudos recentes apoiam estas conclusões, com

registos entre Março e Setembro de 1991 de um ondógrafo no Cabo da Roca. Salienta ainda

uma predominância de ondulação de rumo NW entre os meses de Junho a Agosto. A

ondulação de rumo W é menos frequente e ocorre com maior incidência entre os meses de

Novembro a Fevereiro. A ondulação de rumo N ou de rumo SW é muito rara. Em suma, os

rumos predominantes da ondulação são principalmente de NW e de W. Estudos de eventos

tempestivos na costa oeste portuguesa efectuados por vários autores Pires (1978 e 1979, in

Neves, 2006), Daveau et al. (1978, in Neves, 2006), e Feio (1980, in Neves, 2006), referem

situações em que as ondas atingiram a altura significativa de 7,5 a 8,5 m, cotando-se a altura

máxima a cerca de 15 m. Estes valores possibilitam avaliar a altura que as ondas podem

atingir em situações de elevada agitação marítima ao largo da costa Ocidental Portuguesa.

Deriva litoral

A incidência de ondulação oblíqua à linha de costa origina uma corrente costeira, designada

por corrente de deriva litoral (Pereira, 2001, in Neves, 2006). Há referências de

preponderância de uma corrente longitudinal com sentido N-S, particularmente nos meses de

Junho a Setembro, descrita por Lautensach, em 1941, e Pereira (1991) refere que a deriva

geral na costa oeste portuguesa tem direcção N-S, em consequência do predomínio de

ondulação de NW. Poderá haver situações pontuais em que ventos fortes de rumos S a SW,

possam inverter temporariamente o sentido da deriva para norte.

Esta corrente de deriva litoral é de primordial importância na dinâmica dos sistemas litorais,

porque contribui directamente para a distribuição longitudinal dos sedimentos fornecidos

pelos cursos de água, para a evolução das praias e arribas. No entanto aquela autora refere

que esta deriva pode também modificar-se junto do litoral, devido à existência e

interferência de promontórios e de baías na linha de costa. No caso da faixa costeira do

Município de Sintra, os sedimentos transportados de facto pela corrente da deriva litoral são

em pequena quantidade, porque o “ Canhão da Nazaré” é preferencialmente um sumidouro

de sedimentos e só uma pequena percentagem do volume de areias provenientes de Norte é

que escapa à interferência desta referência geomorfológica e a ultrapassa em direcção a sul,

(Neves, 2006), apesar do elevado potencial energético das ondas.


2008/2009 93

Upwelling e temperatura das águas superficiais

O upwelling é um movimento de ascendência vertical de massas de água ricas em nutrientes

que ocorre em determinadas situações atmosféricas. Ocorre na nossa costa Ocidental

principalmente no verão, devido à frequência de ventos de N e NW, junto ao litoral, que

provocam uma deflecção das massas de água superficiais para a direita, no hemisfério norte.

Em função da direcção dos ventos referidos, ocorre deslocação das massas de água

superficiais para o largo, originando a ascensão e afloramento de águas frias, profundas,

junto à linha de costa. A manutenção deste movimento vertical ascendente de massas de

água frias, deriva das diferenças térmicas entre a superfície continental quente e oceânica

fria, formando uma brisa marítima, que devido à Força de Coriolis, tem uma direcção

paralela ao litoral, mantendo o upwelling (Neves, 2006).

Marés

A interacção entre as forças gravitacionais da Terra, da Lua e do Sol, promovem uma

variação periódica do nível do mar (duas preia-mar e duas baixa-mar, num período de 24

horas). A amplitude e o período dos constituintes harmónicos da maré num dado local, são

obtidos através da medição das oscilações registadas em marégrafos, durante o período de

um ano. No litoral Português, as marés podem classificar-se como semidiurnas, ocupando o

limite superior do domínio meso-tidal, com amplitude média entre 2 e 4 m.

“Storm surge”

O “storm surge” corresponde à sobreelevação do nível das águas, pontual e esporádica, de

origem meteorológica. Viles e Spencer (1995, in Neves, 2006), estimam que uma descida da

pressão barométrica pode ocasionar este tipo de subida do nível do mar. Estes autores

preconizam que também os ventos fortes, as variações da temperatura da água do mar e da

salinidade, assim como a mistura de massas de água superficiais e profundas, podem

promover sobreelevações localizadas do nível do mar junto ao litoral. Se estes eventos se

desenvolverem em situações de tempestade, cumulativamente com a preia-mar de águas

vivas, podem originar uma forte energia hidrodinâmica na faixa costeira, ocorrendo

galgamentos oceânicos com consequências morfogénicas muito graves e mesmo

catastróficas. Já Taborda e Dias (1992, in Neves, 2006) analisando registos de duas

tempestades ocorridas, a primeira em Fevereiro de 1978 e a segunda em Dezembro de 1981,


2008/2009 94

em oito marégrafos distribuídos pelo litoral, concluíram o mesmo que Viles e Spencer (op.

cit.), obtendo uma correlação negativa significativamente elevada entre a sobreelevação do

nível do mar e a pressão atmosférica. Em Cascais encontra-se o único marégrafo que poderá

contribuir com alguma informação para a área em estudo. Neste marégrafo registaram-se

sobreelevações de 0,42 a 0,52 m nos eventos tempestivos estudados. No entanto, há autores

(Gama et al., 1994, in Neves 2006), que tendo efectuado o estudo de sete marégrafos

(incluindo o de Cascais) durante um período de dois anos (de Junho de 1986 a Maio de

1988) determinaram valores de sobreelevação próximos de 0,4 m, em Cascais, para o dia 3

de Dezembro de 1987, data em que a ondulação não atingiu a altura de 5 m (valor

considerado mínimo para a designação de ocorrência de tempestade no mar). Os mesmos

autores salientam que a posição geográfica do marégrafo de Cascais (numa baía a SE) revela

uma situação de abrigo à ondulação e ventos dominantes. Este facto pode contribuir para

influenciar os resultados obtidos, porque a localização do marégrafo não oferece franca

exposição aos agentes perturbadores do empolamento das ondas sendo que a direcção dos

ventos é de N e NW. Deve ter-se em consideração que nos sectores expostos ao quadrante W

os valores de sobreelevação do nível do mar podem ser superiores. No entanto, este facto

embora seja de óbvia constatação na observação, só poderia ser avaliado se houvesse um

marégrafo instalado no Cabo da Roca com um registo bem detalhado de dados para serem

estudados.

Variações do nível do mar ao longo dos séculos

Ao longo da interminável História Geológica da Terra e com especial incidência nos últimos

2 M.a. (Quaternário), a variação de periodicidade longa do nível médio do mar teve

implicações geomorfológicas profundas nas orlas costeiras. Por conseguinte, é necessário

determinar o peso das formas herdadas na morfologia actual e o ritmo da evolução das

formas actuais através da determinação do momento em que se atingiu o nível actual do mar.

Segundo Pirazzoli (1976, in Neves, 2006), há 6000 anos B.P., os corais já se encontravam

estabilizados, o que seria um indicador de que o degelo estava também estabilizado; no

entanto, a fusão da calote glaciar Antárctica, poderá ter continuado a contribuir para o

aumento do nível do mar, em cerca de mais 2 m entre 1000 e os 1500 anos, após o que, com

algumas excepções atribuídas a causas regionais ou locais, é possível considerar uma

estabilização do nível do mar na costa actual.


2008/2009 95

Em Portugal, Dias (1987, in Neves 2006), apresenta a primeira proposta de curva de

variação do nível médio do mar, abrangendo os últimos 18 000 anos, tendo por base o estudo

dos elementos morfológicos e sedimentológicos identificados por este autor na plataforma

continental. Foi com base nesta curva que o autor estabelece um momento no qual o mar

teria atingido a posição ocupada actualmente, em 2500 B.P. Outros autores como Pereira e

Soares (1994), recorrendo a datações efectuadas com 14C, num sistema praia-duna, concluem

que há cerca de 3300 anos o mar já teria atingido a cota actual. Resumindo, após análise do

conjunto dos resultados obtidos, pode afirmar-se que o actual nível das águas do mar terá

sido atingido há pelo menos 2500 anos, sendo possível que este nível já tivesse sido

alcançado cerca de 1000 anos antes. A instalação de marégrafos em todos os continentes a

partir dos finais do século XIX, proporcionou a detecção na maior parte das estações de uma

subida relativa do nível do mar no decurso do século XX. A continuidade de estudos

relativos a este assunto proliferou recentemente, devido a um aumento da consciencialização

e sensibilização para as alterações climáticas induzidas pela acção antrópica, que teve maior

impacto nos últimos 20 a 25 anos. Esta matéria foi alvo de grandes especulações e

publicações sobre valores extremados de subida do nível do mar; no entanto, os valores

díspares primeiramente apontados, foram sendo ajustados e tanto Gornitz (1995) como o

IPCC (2001), após uma profunda análise e reflexão sobre este tema, apontam para variações

preferencialmente concentradas entre 1 e 2 mm/ano, atribuíveis especialmente à expansão

térmica das massas de água superficiais e, em menor escala à fusão dos gelos dos glaciares

de montanha. Constitui presentemente aceso motivo de discussão a possível contribuição das

grandes massas de gelo da Groenlândia e da Antárctida para a subida futura do nível do mar.

Em Portugal, segundo Neves (2006), os investigadores Dias e Taborda (1992), analisando

registos do marégrafo de Cascais de uma janela temporal de 70 anos (1920 a 1990),

calcularam que a subida do nível médio do mar naquele período foi de 1,7 + 0,2 mm/ano;

detectaram também uma assinalável concordância entre as curvas de variação do nível do

mar em Cascais e da temperatura superficial do oceano Atlântico Norte, concluindo que esta

variação deriva da expansão térmica das águas superficiais do mar. No entanto, não

discordando destas conclusões, Araújo (2002, in Neves, 2006), registou no sector norte da

costa oeste de Portugal, tendências diferentes nos marégrafos do Norte de Portugal

(nomeadamente Aveiro e Leixões), atribuindo-os a influências tectónicas.

Qual a conjuntura futura? Os modelos de previsão actualmente existentes, não são

concordantes; por um lado apontam para a subida do nível médio do oceano face a uma

evolução do degelo das calotes glaciares; por outro lado, sabe-se que a subida verificada, por


2008/2009 96

exemplo, na península da Escandinávia, é compensada, porque esta está a elevar-se a um

ritmo mais intenso do que a subida do nível médio do mar. No entanto, nas ilhas Maldivas, a

sul da Índia e no Tuvalu, a norte da Nova Zelândia, as circunstâncias são diferentes, e as

entidades governamentais já mostraram uma significativa preocupação face a este problema,

como é referido por Robert Henson (2009) no seu livro” Alterações Climáticas”.

O IPPC (2001), considerando diferentes cenários de emissão de gases com efeito de estufa

(GEE), aponta para uma subida generalizada do nível do mar de 1990 até 2100, com valores

que oscilam entre 0,09 e 0,88 metros. Este facto ocorrerá, mesmo que o aumento da

temperatura cesse, porque o efeito de retorno não é imediato e prolonga-se pelos séculos

seguintes, devido à inércia térmica da água. As consequências sobre as zonas costeiras

continentais e insulares poderão ser profundamente devastadoras, sobretudo em sistemas

litorais mais frágeis.

Sejamos no entanto, mais optimistas e menos cépticos, e apostemos nas campanhas de

consciencialização e sensibilização para a mudança de comportamentos globais do Homem

no planeta Terra, que é o nosso lar. Relembremo-nos que há cerca de 65 M. a., aquando da

extinção dos dinossáurios, o planeta retomou o seu equilíbrio natural e proliferou uma

grande biodiversidade à sua superfície, adaptada às novas condições ambientais. Talvez, a

mãe Terra não seja tão céptica e tenha melhores prognósticos que a espécie humana com

toda a gama de eventos tecnológicos que actualmente exibe. É possível que uma nova

espécie comece a emergir perante as novas condições ambientais e a humanidade esteja

destinada à extinção.


2008/2009 97

CAPÍTULO 4

MÉTODOS:

1 – Campanhas de terrreno

Antes de se iniciar qualquer dos itinerários geológicos para a recolha de amostras, procedeu-

se a uma análise detalhada da Carta Geológica de Sintra à escala de 1:50 000, para conhecer

as litologias aflorantes nas bacias hidrográficas que drenam para o litoral e cujos cursos de

água secundários e principais no seu normal percurso pudessem transportar por rolamento,

saltação ou em suspensão materiais que fossem contribuir para o enchimento em sedimentos

da faixa litoral e formar praias.

Realizaram-se vários itinerários geológicos para a recolha de amostras, nomeadamente as

respeitantes a fácies de praia (procedendo-se à recolha de sedimentos na zona intertidal, face

de praia, e num caso, também da berma), as referentes às litologias das arribas (substrato

rochoso) que afloram em toda a orla costeira do Município, prolongando-se algumas para o

interior do Concelho, e ainda as rochas que apresentam significativa expressão aflorante em

termos de extensão na Carta Geológica de Sintra e dentro dos limites administrativos do

Concelho (Quadro IV). Estas últimas foram recolhidas sob a forma de solos de alteração de

rochas que se localizam com maior incidência no interior do Município, correspondendo aos

tipos petrográficos que constituem a Serra de Sintra e que pela sua composição

mineralógica, quando sujeitas à meteorização, podem ser excelentes contribuintes de areias

quartzosas.

Nestas saídas de campo observaram-se “in situ” vários aspectos geológicos,

geomorfológicos e outros, com relevância para a acumulação de sedimentos incoerentes e

por conseguinte, enchimento de zonas de praia. As figuras 22 a 24, são extractos da carta

geológica de Sintra, onde se assinalam de forma aproximada, os locais de recolha dos

exemplares de sedimentos que foram processados em laboratório.


2008/2009 98

2 – Localização geográfica e geológica das amostras.

Figura 21 - Localização geográfica das amostras recolhidas, desde a Foz do Falcão até às Azenhas do Mar (legenda na figura 23).

A 1

A 2

A 3

A 4

A 5

A 6

A 7

B 1

B 2

B 3

N C 1

E 1

0 1 2km

0 1 2km


2008/2009 99

B 4

Figura 22 - Localização geográfica das amostras recolhidas, desde a praia das Maçãs até à praia da Ursa (legenda na figura 23).

A 8

A 9

A 11

A 12

A 13

B 6

A 10

C 2

F 1

D 1

B 7 H 1

B 5

0 1 2km

0 1 2km

B 4

N


2008/2009 100

Figura 23 – Localização geográfica das amostras recolhidas de solos graníticos e sieníticos.

AMOSTRAS DE SEDIMENTOS DE PRAIA AMOSTRAS DE DUNA CONSOLIDADA

AMOSTRAS DE MARGAS DO CRETÁCICO AMOSTRAS DE CALCÁRIOS DO JURÁSSICO AMOSTRAS DE SOLO DO ESCORREGAMENTO DA VIGIA

AMOSTRAS DE SOLOS GRANITÍCOS E SIENÍTICOS AMOSTRAS DE DUNA AMOSTRAS DO “COMPLEXO DE BENFICA”

LEGENDA

N

F 2 F 3

F4

0 1 2km


2008/2009 101

QUADRO IV - IDENTIFICAÇÃO DAS AMOSTRAS

CÓDIGO FORMAÇÃO / MATERIAL DE

AMOSTRAGEM A1 Areias de praia de S. Julião (Foz do Falcão) A2 Areias de praia da Tomadia A3 Areias de praia dos Esporões A4 Areias de praia da Samarra A5 Areias de praia do Magoito A6 Areias de praia da Aguda A7 Areias de Praia das Azenhas do Mar A8 Areias de praia das Maçãs A9 Areias de praia Pequena

A10 Areias de praia Grande A11 Areias da Berma de praia Grande A12 Areias de praia da Adraga A13 Areias de praia da Ursa B1 Duna consolidada de S.Julião B2 Duna consolidada de Magoito B3 Duna consolidada da Aguda B4 Duna consolidada da praia das Maçãs B5 Duna recente da praia das Maçãs B6 Duna da praia da Adraga B7 Duna - Holocénico C1 Margas do Cretácico C2AC – Arribas da Tomadia C2 Margas do Cretácico C2AC – Arribas da praia Pequena D1 Calcários do Jurássico J 4-5 das Arribas da praia da Adraga E1 Solo do Escorregamento da Vigia F1 Solo granítico da praia da Ursa F2 Solo granítico da Tapada do Mouco F3 Solo granítico da Tapada de D. Fernando II F4 Solo sienitíco da Tapada da Urca H1 “Complexo de Benfica” - Oligocénico

As amostras foram colocadas em sacos apropriados e correctamente identificados com

referências à data da colheita, localidade, formação geológica correspondente e tipo de

sedimento. A recolha foi efectuada à superfície dos afloramentos no caso dos sedimentos de

face de praia e berma, assim como no caso dos solos de alteração. No caso das arribas

(substrato rochoso) consoante as litologias aflorantes e a acessibilidade, recolheram-se

amostras algumas vezes da base das arribas, outras vezes do topo. A quantidade retirada foi

de aproximadamente 400 g, para que no processamento laboratorial a quantidade de

sedimento a tratar fosse suficiente e não houvesse necessidade de nova deslocação ao

campo.


2008/2009 102

3 – Processamento laboratorial

As amostras foram transportadas para o laboratório de “Processos Costeiros”, onde foram

sujeitas a um tratamento apropriado, dependendo do tipo de sedimento a tratar.

- A dessalinização – implica a retirada dos sais que estão nos sedimentos marinhos (face e

berma de praia). Deve ser efectuada duas a três vezes para que os sais sejam retirados por

completo dos sedimentos. Para efectuar esta operação coloca-se uma porção de 250 gramas

de sedimento num copo de precipitação de 500 ml, deixa-se o sedimento decantar, e repete-

se a operação duas ou três vezes. Depois é levado à estufa a 60º C para secar. É pesado e

sujeito a quarteamento, o qual após se obter a quantidade necessária (cerca de 100 g) é

sujeito à análise granulómetrica.

- O processo laboratorial de quarteamento dos sedimentos arenosos é efectuado em

dispositivo próprio para o efeito, um fraccionador (“sample splitter”) afunilado no topo e com

duas gavetas na base, concebido para reduzir a quantidade da amostra, sem alterar as suas

características granulométricas e composicionais. No centro do funil existe uma tampa para

reter o sedimento, e após abertura da tampa a areia passa através de uma grelha e vai caindo

nas duas gavetas. Depois descarta-se a areia de uma gaveta (por exemplo a esquerda), e

deita-se no topo do dispositivo o conteúdo da gaveta direita. Este procedimento é repetido

até se obter a quantidade necessária (cerca de 100 g de sedimento), após o qual é pesada.

Outra opção (utilizada em sedimentos mais grosseiros) é usar uma técnica mais simples com

a qual se procura obter o mesmo resultado. Esta consiste em colocar o sedimento num

tabuleiro, dividi-lo em quatro porções, por incisão de uma espátula em cortes cruzados. Das

quatro porções retiram-se as diametralmente opostas e reúnem-se as restantes. O processo

repete-se até se obter a quantidade requerida para a execução da granulometria.

- A operação de análise granulométrica, consiste em colocar o sedimento numa série de

peneiros ou crivos, com malha ou rede entre valores de – 2 Ø (ou – 4 Ø, consoante as

dimensões do sedimento a tratar), a 4 Ø, por ordem decrescente de dimensão. Cada valor Ø

refere-se a uma determinada dimensão milimétrica da malha de cada peneiro. Estes peneiros

são colocados num agitador mecânico durante 15 minutos, a uma determinada frequência,

promovendo a sua agitação e efectuando de forma rápida e segura a distribuição dos

sedimentos pelas respectivas classes.

O sedimento retido em cada peneiro foi recuperado (cada crivo é limpo com a ajuda de uma

escova para o aproveitamento completo do sedimento de cada classe granulométrica),

pesado e guardado em saco plástico, devidamente identificado com os itens da data da

recolha do sedimento, do local de recolha do sedimento, da referência da amostra e classe


2008/2009 103

granulométrica (Ø). Os valores obtidos na operação de pesagem, foram utilizados para

determinar a distribuição granulométrica e parâmetros relevantes, pelo método gráfico –

média desvio padrão, assimetria e curtose. Estes parâmetros foram calculados através do

programa GRAN GRAF de Carvalho (1998) e as curvas granulométricas correspondentes

foram desenhadas utilizando o programa GRAPHER.

- O ensaio calcimétrico é realizado no calcímetro de Eijkelman para determinar a

percentagem de carbonato de cálcio presente, com base na medição de libertação de dióxido

de carbono, resultante do ataque com ácido clorídrico diluído.

Para a realização da calcimetria o sedimento deve ser desagrado em almofariz de porcelana

com pilão de borracha, para que haja uma redução significativa da dimensão dos carbonatos

visíveis (bioclastos), permitindo que a reacção seja mais rápida e o ataque com HCl seja

completo.

Antes de se iniciar o teste de calcimetria deve-se estimar a massa da amostra a utilizar. Para

tal, coloca-se num vidro de relógio cerca de 1g de sedimento e deita-se cerca de 1 ml de HCl

(4 mol/l); o conteúdo em carbonato de cálcio é avaliado com base na intensidade e tempo de

efervescência, sendo possível estimar a quantidade aproximada de massa de sedimento a

utilizar na calcimetria (Tabela IV).

TABELA XVII

Intensidade de efervescência % de carbonato

aproximada

Massa de amostra a

analisar (g)

Pouco / nada < 2 10

Clara (pouco tempo) 2 - 10 5

Forte (muito tempo) 10 – 20 2,5

Muito intensa (muito tempo) >20 <1

O ensaio propriamente dito comporta duas etapas:

- a primeira consiste em encher as buretas com água e nivelar os meniscos na posição zero

com os copos colocados na posição mais alta, garantindo que o nível no copo fica nivelado

com o zero da bureta; para esta finalidade as torneiras das buretas (ligadas ao copo por um

sistema de vasos comunicantes) devem estar na posição de “sistema aberto” (torneira na

vertical).

Nesta etapa fabricam-se os padrões, colocando em 5 Erlenmeyers o seguinte:


2008/2009 104

Branco 1 - 20 ml de água destilada e 7 ml de HCl (4 mol/l)

Branco 2 – 20 ml de água destilada e 7 ml de HCl (4 mol/l)

Padrão 1 – (0,2g) de carbonato de cálcio puro

Padrão 2 – (0,3g) d e carbonato de cálcio puro + 20 ml de água

Padrão 3 – (0,4g) de carbonato de cálcio puro destilada e 7 ml

de HCl (4mol/l)

Em seguida faz-se a verificação do sistema (calcímetro), colocando as rolhas nos

Erlenmeyers; humedece-se a zona de contacto da rolha com o gargalo com um pouco de

água destilada, para que não haja fugas. Rodam-se as torneiras ligadas às buretas para a

posição de “sistema fechado” -situação de leitura (torneira na horizontal). Baixam-se os

copos e verifica-se se a água nas buretas pára de descer. Caso tal não aconteça o sistema não

está estanque e tem de se vedar melhor as rolhas. Este ensaio tem de ser efectuado no

próprio dia em que se analisam as amostras de sedimento porque a pressão atmosférica e a

temperatura influenciam os valores finais. Seguidamente, nivela-se a água nas buretas,

colocando as torneiras na posição vertical, movimentando os copos de modo a que a água na

bureta do erlernmeyer Branco 1, fique nivelada com 20, e no erlenmeyer Branco 2, fique

nivelada a 80, enquanto a dos Padrões 1, 2 e 3 fica nivelada a 3. Inicia-se o ensaio com as

torneiras na posição horizontal, agitam-se os erlenmeyers de modo a entornar o HCL, a

efervescência inicia-se com a libertação de CO2 e vai-se baixando os copos acompanhando a

descida de água nas buretas. Agitam-se os erlenmeyers até deixar de haver efervescência e o

ensaio completa-se integralmente ao fim de 15 minutos, registando-se os valores dos níveis

atingidos nas buretas nivelados com os níveis de água nos copos. Terminado o ensaio,

abrem-se as torneiras (posição vertical) e retiram-se as rolhas dos erlenmeyers.

Agora o dispositivo para ensaiar a calcimetria está pronto a ser usado para se verificar a

percentagem de carbonato de cálcio existente nos sedimentos a partir da libertação do

dióxido de carbono. A segunda etapa inicia-se com a preparação das amostras de sedimento,

realizando o mesmo procedimento que se efectuou para o caso dos 5 ensaios brancos e


2008/2009 105

padrões. Só se pode efectuar a calcimetria de 5 amostras de sedimento de cada vez, e devem-

se pesar as amostras numa balança de precisão, registando cada valor de massa com 4 casas

decimais. Verifica-se novamente a estanquicidade do sistema e efectua-se também o

nivelamento da água nas buretas. Com as torneiras em posição de abertura (posição vertical),

nivelam-se os copos no valor 3 a 10 se a amostra contém muito carbonato ou 10 a 20 se a

amostra contém pouco carbonato. Seguidamente repetem-se as operações anteriormente

referidas.

Após o registo destes valores efectua-se o cálculo da percentagem de carbonato de cálcio no

sedimento, por interpolação das mudanças de volume observadas nas buretas, nos ensaios

com os Brancos e os Padrões.

Em alternativa o método de “Diferença Ponderal” permite a determinação da percentagem

de carbonato de cálcio existente nas amostras de rochas competentes, através de

descarbonatação total da amostra, atacando-a com HCl diluído. Este processo consiste na

colocação de cerca de 30 gramas de cada tipo de amostra dentro de um copo de precipitação

de 500 ml; ataca-se com HCl a 30% dentro da hote para não haver inalação de gases, tendo o

cuidado de, ao verter gradualmente o ácido, mexer continuamente com uma vareta para não

haver derrame do produto resultante do ataque. O que se pretende ao atacar as rochas com o

ácido é a destruição total dos carbonatos de cálcio, de acordo com a expressão:

H2O + 2HCl + CaCO3 CaCl2 + CO2 + 2H2O

Após terminar a reacção, as amostras ficam em repouso a decantar, procedendo-se depois à

neutralização das mesmas, substituíndo o líquido sobrenadante por água, com um tubo-sifão

de acordo com o princípio dos vasos comunicantes. Esta operação é realizada várias vezes,

até que o líquido fique com pH neutro. Uma vez completada a neutralização, o resíduo é

levado à estufa para secar e o teor em carbonato de cálcio é determinado por diferença de

peso, antes e depois da reacção.

Outra operação usual como procedimento laboratorial é a lavagem das amostras no crivo de

63 µm para extracção dos sedimentos finos retendo apenas a fracção grosseira, que

posteriormente é seca em estufa e submetida a análise granulométrica.

No caso dos sedimentos de face de praia e berma, o tratamento incluiu a retirada de cada

saco de uma porção significativa da amostra (cerca de 250 g) que foi colocada num copo de

precipitação de 500 ml com água. Estas amostras foram sujeitas a dessalinização, secagem,

pesagem, submetidas à análise granulométrica, e cálculo da percentagem de carbonato de

cálcio existente, pelo método do calcímetro de Eijkelkamp.


2008/2009 106

As amostras da duna recente da praia das Maçãs, da duna da praia da Adraga, da duna

holocénica do “ Caminho da Rosalina” (próximo da Praia Grande), da amostra de sedimento

de preenchimento do carso do “Escorregamento da Vigia”, foram submetidas ao

procedimento laboratorial já descrito no caso dos sedimentos de face de praia e berma,

embora a amostra de duna da praia da Adraga tenha sido sujeita a lavagem com o crivo de

63 µm para extracção dos sedimentos finos e aproveitamento dos mesmos.

Relativamente às amostras de rochas competentes e constituintes das arribas, como sejam as

dunas consolidadas das praias de S. Julião, de Magoito, da Aguda, das Maçãs, as margas do

Cretácico (C2AC), que foram colhidas na arriba da praia da Tomadia, e praia Pequena, foram

sujeitas a um processamento laboratorial um pouco diferente. Usaram-se cerca de 150 g de

pedaços das rochas que foram fragmentados com a ajuda de um martelo sobre um tronco de

madeira, até ficarem aproximadamente da dimensão das avelãs. Recolhidos todos os pedaços

e colocados em copos de precipitação, foram novamente transportados para o laboratório de

“Processos Costeiros”, procedendo-se ao registo do peso de cada amostra de rocha. As

amostras foram submetidas ao método da “ Diferença Ponderal” para a determinação da

percentagem de carbonato de cálcio. O resíduo foi depois lavado no crivo de 63 µm, para se

libertar dos sedimentos finos, ficando apenas a fracção grosseira que vai novamente à estufa

para secar; após arrefecimento e pesagem, é efectuada a análise granulométrica com

procedimento idêntico ao anteriormente referido. Foi efectuada a calcimetria utilizando

também o calcímetro de Eijkelkamp nas amostras de duna consolidada das praias de S.

Julião e das Maçãs, assim como no caso das margas da arriba da praia da Tomadia, para

verificar se havia alguma disparidade entre os valores obtidos através dos dois métodos. É de

referir a presença de óxidos de ferro na composição das margas da praia da Tomadia, o que

retardou um pouco o processo de descarbonatação da amostra, e também o facto de que,

durante o ataque com HCl, haver derrame de uma pequena fracção da amostra, o que se

reflectiu numa pequena diferença entre o valor de percentagem de carbonatos calculado

através do método de “Diferença Ponderal” e o valor obtido no calcímetro de Eijkelkamp.

Foram ainda submetidas a análise laboratorial, respectivamente, a amostra de saibro de

granitos colhida na arriba da praia da Ursa, o substrato de alteração das arribas frente à

estrada da praia Grande (formações do Oligocénico - “Complexo de Benfica”), as amostras

de solo de alteração dos granitos e sienitos do núcleo e periferia do maciço de Sintra e solo

de calcário do Jurássico (J 4-5) das arribas da praia da Adraga. O seu tratamento em

laboratório, consistiu em desfazer uma porção da amostra num almofariz de porcelana com

pilão de borracha e levá-la à estufa para secar. Após arrefecimento as amostras foram lavada


2008/2009 107

no crivo de 63 µm, para a extracção de sedimentos finos e levadas novamente à estufa para

secagem; após arrefecimento as amostras foram pesadas, quarteadas e efectuada a sua

análise granulométrica, como procedimento similar ao usado com anteriores amostras de

formações rochosas competentes, à excepção do solo do Jurássico, que foi submetido ao

método da “ Diferença Ponderal” para a determinação da percentagem de carbonato de

cálcio.

Os resultados obtidos no estudo destas amostras serão alvo de análise, discussão e

apreciações finais no capítulo seguinte.


2008/2009 108

CAPÍTULO 5 RESULTADOS E DISCUSSÃO

5.1 Conteúdos sedimentares das praias, dunas e fontes sedimentares do Concelho de

Sintra. Caracterização granulométrica e composicional

O conteúdo sedimentar das praias do Concelho de Sintra é constituído por areia

essencialmente quartzítica, com algum teor em carbonato de cálcio que deriva

principalmente da existência de bioclastos, podendo ainda conter seixos (litoclastos) de

material calcário.

Apresentam-se seguidamente os resultados de caracterização das amostras processadas

no laboratório (QuadroV).

QUADRO V – AMOSTRAS DE AREIAS DE PRAIA

PARÂMETROS AMOSTRAS

MZ σ I SKI Kσ

S. Julião A1 0,93 G 0,41 Bc - 0,07 S 1,08 Ms

Tomadia A2 0,98 G 0,41 Bc - 0,01 S 1,02 Ms

Esporões A3 1,16 M 0,56Mdbc - 0,23 N 1,17 L

Samarra A4 0,78 G 0,80Modc 0,17 P 1,15Ms

Magoito A5 1,08 M 0,34 Mbc 0,09 S 1,01 Ms

Aguda A6 1,32 M 0,30 Mbc - 0,02 S 1,04 Ms

Azenhas do Mar A7 1,44 M 0,35 Mbc - 0,07 S 1,03 Ms

Maçãs A8 1,01 M 0,27 Mbc 0,04 S 1,00 Ms

Pequena A9 0,97 G 0,17 Mbc - 0,11 N 0,99 Ms

Grande A10 0,89 G 0,24 Mbc 0,10 S 1,09 Ms

Grande Berma A11 1,32 M 0,39 Bc 0,14 P 1,12 L

Adraga A12 0,92 G 0,30 Mbc - 0,08 N 1,03 Ms

Ursa A13 1,21 M 0,26 Mbc 0,02 S 1,02 Ms


2008/2009 109

Legenda

Parâmetros:

MZ - diâmetro médio (Fi);

σ I - desvio padrão (Fi);

SKI - assimetria;

Kσ – curtose.

Simbologia do interior dos Quadros:

MZ - Mg – Muito grosseira; G - Grosseira; M- Média; F - Fina

σ I - Mbc – Muito bem calibrada; Bc – Bem calibrada; Mdbc – Moderadamente bem

calibrada; Modc – Moderadamente calibrada; Mc – Mal calibrada

SKI - S – aproximadamente Simétrica; N – Negativa; P - Positiva

Kσ - Ms – Mesocúrtica; L – Leptocúrtica; P - Platicúrtica

As areias de praia são grosseiras a médias, de modo geral muito bem calibradas (à

excepção das areias das praias dos Esporões e Samarra, que se apresentam

moderadamente bem calibradas). As curvas de distribuição granulométrica são

aproximadamente simétricas na sua maioria, mas podem apresentar assimetria negativa

no caso dos sedimentos das praias dos Esporões e Pequena, ou assimetria positiva nas

praias da Samarra e praia Grande Berma. Nestes casos, é possível que o sinal positivo da

assimetria resulte da remobilização eólica da areia de praia.

QUADRO VI – AMOSTRAS DE AREIAS DE DUNAS


MZ σ I SKI Kσ

S. Julião B1 consolidada 1,08 M 0,46 Bc 0,13 P 1,27 L

Magoito B2 consolidada 1,62 M 0,43 Bc 0,06 S 0,96 Ms

Aguda B3 consolidada 1,40 M 0,40 Bc 0,14 P 1,08 Ms

Maçãs B4 consolidada 1,14 M 0,46 Bc 0,15 P 1,07 Ms

Maçãs B5 recente 1,66 M 0,39 Bc 0,06 S 0,99 Ms

Adraga B6 recente 1,60 M 0,43 Bc - 0,02 S 1,01 Ms

Duna B7 (Holocénico) 1,44 M 0,41 Bc 0,07 S 1,07 Ms


2008/2009 110

Como se constata a partir do quadro VI, quer as areias dunares recentes (Maçãs e

Adraga) quer as de dunas consolidadas são médias e bem calibradas. As curvas de

distribuição granulométrica apresentam assimetria positiva ou são aproximadamente

simétricas e mesocúrticas, à excepção da duna de S. Julião que é leptocúrtica.

QUADRO VII – AMOSTRAS DE CALCÁRIOS, MARGAS E

CONGLOMERADOS


MZ σ I SKI Kσ

Margas da Tomadia

C1 2,37 F 0,80 Modc - 0,15 N 1,23 L

Margas da praia

Pequena C2 1,95 M 0,99 Modc 0,02 S 0,89 P

Calcários Adraga

D1 1,41 M 1,04 Modc 0,01 S 1,13 L

Escorregamento da

Vigia E1 1,91 M 0,77 Mdbc - 0,16 N 1,30 L

“Complexo de

Benfica” H1 1,26 M 1,46 Mc - 0,19 N 1,08 Ms

Relativamente às rochas carbonatadas (QuadroVII), as margas das arribas da praia da

Tomadia, produzem sedimentos arenosos finos, moderadamente calibrados, e o solo de

preenchimento do carso da Vigia sedimentos médios moderadamente bem calibrados,

ambos com curvas de distribuição granulométrica de assimetria negativa e leptocúrticas.

As margas das arribas da praia Pequena produzem fracções arenosas médias,

moderadamente calibradas, com distribuição aproximadamente simétrica e platicúrtica.

Os calcários do Jurássico das arribas da praia da Adraga e a formação oligocénica do “

Complexo de Benfica” das arribas inactivas da praia Grande produzem fracções arenosas

médias, moderadamente calibradas nos calcários, a mal calibradas no “Complexo de

Benfica”. As curvas de distribuição granulométrica são respectivamente simétrica e


2008/2009 111

leptocúrtica nos calcários, e com assimetria negativa e mesocúrtica na formação

oligocénica.

A alteração dos granitos das arribas da praia da Ursa, da Tapada do Mouco e da Tapada

de D. Fernando II (QuadroVIII), assim como o solo de alteração do sienito da Tapada da

Urca, produzem areias muito grosseiras a grosseiras, muito mal calibradas a mal

calibradas, e com curvas de distribuição granulométrica com assimetria positiva.

As curvas de distribuição granulométrica dos sedimentos estudados foram elaboradas

usando o programa informático GRAPHER 5 de modo a obter uma visualização das

populações de partículas que constituem os sedimentos (figuras 25 a 28).

QUADRO VIII – AMOSTRAS DE SOLOS GRANÍTICOS E

SIENÍTICO


MZ σ I SKI Kσ

Granito da Ursa F1 - 0,40 Mg 2,34 Mc 0,02 P 0,78 P

Granito Tapada do

Mouco F2 0,13 G 1,57 Mc 0,26 P 0,88 P

Granito Tapada de

D. Fernando II F3 - 0,27 Mg 1,70 Mc 0,27 P 0,81 P

Sienito Tapada da

Urca F4 0,28 G 1,50 Mc 0,28 P 0,94 Ms


2008/2009 112

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999S.JuliãoFace Praia

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.20.5

12

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.599.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Tomadia Face de Praia

% a

cu

mu

lad

a

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999EsporõesFace Praia

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Samarra Face de Praia


2008/2009 113

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Aguda Face de Praia

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Azenhas do Mar Face de Praia

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Magoito Face de Praia

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Maçãs Face de Praia


2008/2009 114

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Praia Grande Berma

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Praia Pequena Face de Praia

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Praia Grande Face de Praia

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Adraga face de praia


2008/2009 115

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

S.Julião Duna Consolidada

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Magoito Duna Consolidada

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Praia da Ursa Face de Praia

Figura 24– Curvas de frequência acumulada de amostras de praia

Analisando os gráficos dos sedimentos de face de praia (havendo apenas uma amostra de

berma, referente à praia Grande), observa-se que o espectro granulométrico das amostras

se situa quase integralmente (>98%) no intervalo de 0 Ø a 2,0 Ø, e é representado por

uma única população granulométrica, exceptuando o caso da amostra de face de praia da

Samarra, cuja representação gráfica mostra contribuição importante de uma

subpopulação mais grosseira (cerca de 5 % do total da amostra).


2008/2009 116

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Aguda Duna Consolidada

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Maçãs Duna Consolidada

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Maçãs Duna recente

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999Praia da Adraga Duna


2008/2009 117

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Duna - Holocénico "Caminho da Rosalina"

Figura 25– Curvas de frequência acumulada de amostras de duna.

As curvas de frequência acumulada dos sedimentos das dunas consolidadas e recentes

ocupam também o intervalo granulométrico de 0 Ø a 2 Ø (mais de 98% da distribuição)

e correspondem igualmente neste intervalo a uma única população granulométrica, bem

calibrada. A esta população acrescem contribuições muito reduzidas de uma

subpopulação de areia fina e muito fina e, no caso das dunas recentes, de uma pequena

subpopulação mal calibrada, mas grosseira.


2008/2009 118

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Tomadia - Margas C2AC

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Praia Pequena - Margas C2AC

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Vigia - Escorregamento

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Calcário Praia da Adraga J 4- 5


2008/2009 119

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Ursa Granitos

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Granito Tapada do Mouco

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Complexo de Benfica - Oligocénico

Figura 26 – Curvas de frequência acumulada de amostras de fracção não carbonatada de rochas cortadas por arribas.

As curvas de distribuição dimensional dos resíduos não carbonatados de calcários,

margas e conglomerados ocorrem num intervalo de -2 Ø a 3.5 Ø (98 % da amostra). As

representações gráficas são aproximadamente rectilíneas, muito simples e consistem

numa única população granulométrica, exceptuando as representações gráficas

correspondentes às margas da praia da Tomadia e aos calcários da praia da Vigia, onde

se observam duas subpopulações, sendo a mais grosseira pior calibrada e

correspondendo a 5 % - 10 % da amostra total.


2008/2009 120

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Granito Tapada de D. FernandoII

-4 -2 0 2 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.2

0.512

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Sienito Tapada da Urca

Figura 27 – Curvas de frequência acumulada de materiais de alteração das rochs magmáticas.

Os materiais de alteração de rochas granitóides revelam uma grande dispersão dimensional

oscilando entre as classes granulométricas de -2 Ø a 4 Ø (- 4 Ø a 4 Ø no caso do saibro da

Ursa).

Efectuando uma apreciação geral sobre todos os gráficos elaborados para as amostras

processadas em laboratório, verifica-se que as representações das curvas acumuladas dos

sedimentos de praia e berma são em geral praticamente lineares, acusando

predominantemente uma única população bem calibrada a moderadamente bem calibrada.

As representações gráficas dos sedimentos dunares são muito semelhantes às das de face e

berma de praia. Os gráficos representativos da componente detrítica das rochas

carbonatadas já apresentam maior dispersão granulométrica em relação às representações

gráficas anteriormente referidas. Finalmente, os resultados obtidos das rochas granitóides e

dos materiais “Complexo de Benfica”, são os que indicam maior dispersão dimensional e

também dimensão maior. Recorde-se que os processos intervenientes na acumulação do

depósito sedimentar estão intimamente relacionados com a dimensão e forma das partículas,

com o volume de material transportado, com a dinâmica (energia) do transporte e com as

condições de sedimentação. Note-se que as representações gráficas materializadas mostram

que os sedimentos recolhidos dos solos de alteração de rochas ígneas e do “ Complexo de


2008/2009 121

Benfica”, abrangem um maior intervalo de classes granulométricas (são mal calibrados)

relativamente aos sedimentos de face e berma de praia cujo espectro granulométrico é mais

restrito. Os primeiros estão sujeitos à actuação dos agentes de erosão continental que são

menos selectivos, enquanto os sedimentos recolhidos na praia ou deles derivados por acção

do vento, são sujeitos à actuação de agentes de transporte muito mais selectivos.

As figuras 28 e 29 contêm a representação gráfica de todas as amostras estudadas através da

utilização dos valores da média gráfica (MZ) versus desvio padrão (σ1) e os valores da

média gráfica versus assimetria (SK1). Constata-se na figura 28 que as amostras de praia e

duna caem num campo restrito e são dificilmente distinguíveis através do par MZ /σ1; o sinal

de assimetria permite também reduzida separação, sendo as de duna preferencialmente

positivas. O campo das amostras de rochas carbonatadas é claramente distinto do anterior no

diagrama de MZ versus σ1 e não se separa do conjunto das areias de praia ou duna pelo sinal

da assimetria, embora possam ser claramente mais positivas que as anteriores. As amostras

de solos granitóides concentram-se numa mancha distinta de todas as outras em ambos os

diagramas. Os conglomerados do Oligocénico (“Complexo de Benfica”) na primeira

projecção localizam-se num ponto distinto de todas as outras amostras, mas na segunda

projecção não há uma diferenciação na posição desta amostra em relação às amostras de

praia, duna e carbonatadas.

Para a elaboração do diagrama triangular composicional das amostras estudadas (figura 31),

efectuaram-se cálculos respeitantes às fracções de areias, sedimentos finos e carbonato de

cálcio cujos valores se encontram registados na tabela XVIII. Nas amostras de face de praia,

como são destituídas de elementos finos, apenas se determinou a percentagem em carbonato

de cálcio (pelo método do calcímetro de Eijkelkamp), após o que se obteve de imediato a

fracção arenosa. No caso das rochas granitóides e do “Complexo de Benfica”, como não

contêm carbonatos na sua constituição, os cálculos realizados foram apenas para determinar

as percentagens de fracção arenosa e de sedimentos finos inferiores a 63µm. No caso das

dunas consolidadas, das margas e calcários, os cálculos exigiram a descarbonatação destas

rochas para se obterem os valores dos diferentes constituintes. A distribuição composicional

de todas as amostras estudadas pode ser observada no diagrama triangular referido.


2008/2009 122

0.0

1.0

2.0

3.0

-1.0 -0.5 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5

Média (MZ) [Fi]

Des

vio

Pad

rão

[Fi]

Praias

Dunas

Rochas carbonatadas

solos de granitóides

Conglomerados "Oligocénico"

Figura 28 – Projecção dos parâmetros Media versus Desvio Padrão das amostras estudadas.


2008/2009 123

-2.0

-1.5

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

-1.0 -0.5 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0

Média (MZ) [Fi]

Ass

imet

ria

(SK

1) Praias

Dunas

Rochas Carbonatadas

Solo de granitóides

Conglomerados "Oligocénico"

Figura 29 – Projecção dos parâmetros Media versus Assimetria das amostras estudadas.


2008/2009 124

TABELA XVIII

Amostras % Carbonatos de Ca %Areias % Finos

Praia de S.Julião 18.91 80.19 0.00

Praia da Tomadia 18.46 81.54 0.00

Praia dos Esporões 18.15 81.85 0.00

Praia da Samarra 28.60 71.40 0.00

Praia do Magoito 31.98 68.02 0.00

Praia da Aguda 21.75 78.25 0.00

Praia Azenhas do Mar 20.60 79.40 0.00

Prai das Maçãs 30.31 69.69 0.00

Praia Pequena 24.47 75.53 0.00

Praia Grande 24.00 76.00 0.00

Praia Grande Berma 22.62 77.38 0.00

Praia da Adraga 20.41 79.59 0.00

Praia da Ursa 24.07 75.93 0.00

P. S. Julião (duna Cons.) 64.42 33.25 2.33

P. Maçãs (duna cons.) 52.42 44.33 3.25

P. Magoito (duna cons.) 34.14 58.58 7.28

P. Aguda (duna cons.) 31.65 67.13 1.22

Praia das Maçãs duna recente 13.88 86.12 0.00

Praia da Adraga duna 2.79 96.13 1.08

"Duna" Holocénico" Caminho da Rosalina 1.86 98.14 0.00

P. Tomadia (margas C2AC) 45.05 10.41 44.54

P. Pequena (margas C2AC) 19.34 3.00 77.66

Escorregamento da Vigia 0.62 93.43 5.95

calcários J 4-5

P. da Adraga 35.23 14.08 50.69

Oligocénico "Complexo de Benfica 0.00 35.37 64.63

P. da Ursa (granitos) 0.00 86.45 13.55

Sienito Tapda da Urca 0.00 77.33 22.67

Granito tapada do Mouco 0.00 88.30 11.70

Granito tapada D. Frenando II 0.00 86.23 13.77


2008/2009 125

100

90

80

70

60

50

40

30

20

10

100

90

80

70

60

50

40

30

20

10

100 90 80 70 60 50 40 30 20 10

% Carbonatos de Calcio

% Areias % Finos

��

��

��

�

��

�

�

�

��

��

�

�

�

�

Praia de S. Julião�

Praia da Tomadia�

Praia dos Esporões�

Praia da Samarra�

Praia do Magoito�

Praia da Aguda�

Praia Azenhas do Mar�

Prai das Maçãs�

Praia Pequena�

Praia Grande�

Praia Grande Berma�

Praia da Adraga�

Praia da Ursa�

P. S. Julião (duna Cons.)�

P. Maçãs (duna cons.) �

P. das Maçãs Duna recente�

P. Magoito (duna cons. )�

P. Aguda (duna cons.)�

"Duna" H olocénico �

Praia da Adraga Duna�

P. da Ursa (granitos)�

Sienito Tapda da Urca�

Granito tapada do Mouco�

Granito tapada D. Frenando II�

Oligocénico �

P. Tomadia (margas C2AC )�

calcários J 4-5 P. da Adraga �

P. Pequena (margas C2AC)�

Escorregamento da Vigia�

Figura 30 – Diagrama triangular composicional das amostras.

O diagrama triangular permite uma comparação fácil das amostras, quanto ao teor em

carbonato de cálcio, finos e areias. Analisando este diagrama, constata-se que na linha lateral

esquerda do triângulo existe uma concentração de sedimentos de praia e de dunas recentes

essencialmente constituídas por partículas arenosas quartzíticas e algum carbonato de cálcio

correspondente a bioclastos. Próximas desta linha, mas já com contribuição de finos,

encontram-se as dunas consolidadas, acusando ainda um teor mais elevado em carbonato de

cálcio, que corresponde à soma das contribuições de bioclastos e cimento. Na base do

triângulo concentram-se as amostras de solo de alteração dos granitos e sienito, revelando

uma enorme riqueza em sedimentos grosseiros, reduzida percentagem em elementos finos e

nenhum carbonato de cálcio. A amostra da formação do “Complexo de Benfica”, também

desprovida de carbonato e com uma percentagem elevada de partículas finas, projecta-se

isolada na base do triângulo. Próximo da linha lateral direita do triângulo concentram-se as

amostras de calcários e margas, mais ricas em elementos finos (45% a 80%) e em carbonato

de cálcio (45 % a 80%) e com reduzida fracção de areias, no máximo cerca de 10% a 15%.

Uma única amostra de material proveniente do substrato carbonatado, que corresponde ao

solo de preenchimento de carso do escorregamento da Vigia, apresenta uma grande

abundância em elementos arenosos, reduzida percentagem de elementos finos e de carbonato

de cálcio.


2008/2009 126

5.2 – Geologia dos afloramentos litorais, resistência à erosão, tipo de movimentos, taxas

de recuo e produção de sedimento útil para as praias

Os afloramentos litorais do Concelho de Sintra, como já foi referido em capítulos anteriores,

são constituídos na sua maior parte por rochas competentes (calcários, granitos e sienitos) e

também por rochas brandas, as margas do Cretácico (C2AC). A resistência destes materiais à

erosão também já foi analisada no capítulo 3. Como é de senso comum, as rochas

competentes são mais resistentes aos agentes de alteração e de erosão do que as rochas

brandas.

Segundo Marques (2008), a evolução das arribas litorais do Concelho de Sintra, resulta

fundamentalmente da ocorrência de movimentos de massa de vertente de diferentes tipos e

dimensões cuja csaracterização se apresenta em seguida.

Para caracterizar as frequências espaciais e temporais destes eventos nas arribas do litoral do

Concelho de Sintra, Marques (2008), construiu um registo sistemático de ocorrências para o

intervalo de tempo compreendido entre 1947 e 2007, através da interpretação comparativa de

fotografias aéreas em diferentes datas (Tabela XIX), realizada de acordo com métodos

apropriados para a identificação de movimentos nas arribas, com largura máxima

caracteristicamente superior a 2 m, e área horizontal perdida ao nível da crista superior a 4

m2.. Estes estudos foram complementados pela observação em pormenor de ortofotomapas

cedidos pela Câmara Municipal de Sintra, datados de 1999, 2000, 2002, 2004 (em que cada

data corresponde a uma cobertura parcial do litoral do Município), fotografias aéreas

oblíquas de 1991 e ainda fotos e observações de campo, para melhorar a resolução temporal

da ocorrência dos movimentos nas arribas.


2008/2009 127

TABELA XIX

VOO ESCALA APROXIMADA

RAF 1947 (preto e branco) 1:30 000

USAF 1958 (preto e branco) 1:30 000

DGSFA (preto e branco) 1:15 000

FAP 1980 (preto e branco) 1:15 000

INAG 1996 (cores) 1:8 000

IGP (cores) 0.25 m2 /pixel

Marques (2008), identificou 63 movimentos de massa nas arribas do Concelho de Sintra no

período de 1947- 2007, com distribuição espacial e temporal muito irregulares. Em relação à

distribuição espacial, quase metade dos movimentos identificados ocorreram no sector de

arriba compreendido entre a Enseada de Gerebele e a praia de Magoito (figura 31),

calculando-se a velocidade de recuo global na ordem de 2.5 cm/ano; no entanto, o

movimento de maior dimensão implicou recuo da crista da arriba de cerca de 17 m.

De acordo com aquele autor, velocidades de evolução globais expressam o comportamento

geral de um dado sector com características homogéneas no âmbito da distribuição espacial e

dimensional das ocorrências de recuo, mas são de mínima utilidade no que concerne à

previsão de usos do território e de prevenção de acidentes ou desastres naturais. Nestes casos,

os valores a reter são os recuos locais máximos observados, que estimam a largura do

segmento de terreno adjacente à crista das arribas passível de ser afectado por instabilidades.

Ainda segundo Marques (2008), a distribuição destes movimentos no tempo, antes e depois

de 1991, apresenta padrões distintos. É constatável que, no período de tempo compreendido

entre 1947 e 1991, tanto o número de movimentos como as áreas horizontais perdidas,

apresentam valores praticamente constantes, enquanto que após 1991, se verifica grande

irregularidade nas duas componentes determinadas e diminuição significativa dos valores

globais do número de movimentos e de área horizontal perdida.

No respeitante às áreas horizontais perdidas, o valor excepcional registado entre 1996 e

1999, adveio de um movimento ocorrido a sul da praia da Vigia, com características e

dimensões excêntricas para o contexto geológico da orla costeira do Concelho de Sintra.

Trata-se de um escorregamento com movimento translacional com superfície de rotura


2008/2009 128

instalada em camada argilosa de baixa resistência dentro da série cretácica (C2AC), com

um declive próximo do 15º em direcção a W/NW. Os estratos desta formação cretácica

apresentam-se subhorizontais, com inclinações inferiores a 5º para sul, na maior parte do

litoral do Concelho. No entanto, neste segmento do litoral, devido à presença de uma falha

com orientação E-W, existe instabilidade significativa, que provoca um aumento local da

inclinação, contribuindo para o deslizamento destes estratos ao longo de camadas de baixa

resistência (argilas), em épocas de intensa, concentrada e prolongada pluviosidade. À

excepção deste movimento único e singular ocorrido a sul da praia da Vigia, os

movimentos identificados são dos tipos planar e queda de blocos, correspondendo a

instabilidades com secção transversal estreita, com clara predominância da altura face ao

recuo local máximo da crista das arribas (figura 31).


2008/2009 129

Figura 31 – Ilustração esquemática da localização de escorregamentos ao longo do litoral do Concelho de Sintra, Marques (2008).


2008/2009 130

TABELA XX Características e produção sedimentar (compatível com areias de praia) dos movimentos de massa de vertente do litoral Sintrense

Movimentos Distância à origem

(m) Data

Volume (m3)

Geologia Tipo de

movimento Ic1 [R] (m3) Ic2

[R1] (m3)

Taxa anual

(m3/ano)

M01 2313 1996-1999 315571 C2AC planar 0.15 47335.65 0.6 28401 473.4

M02 2756 1958-1965 651 C2AC queda de blocos 0.15 97.65 0.6 57 1.0


M04 3804 1958-1965 660 C2AC queda de blocos 0.15 99 0.6 59 1.0























M28 8140 1965-1991 31266 C2AC planar 0.15 4689.9 0.6 2814 46.9

M29 8213 1965-1991 18836 C2AC planar 0.15 2825.4 0.6 1695 28.3





M42 8770 1965-1991 113 C2AC/β? queda de blocos 0.15 16.95 0.6 10 0.2

M43 10924 1965-1991 1486 C2AC/dc? queda de blocos 0.15 222.9 0.6 14 0.2



2008/2009 131

TABELA XX (continuação)

Movimentos Distância à origem

(m) Data

Volume (m3)

Geologia Tipo de

movimento Ic1 [R] (m3) Ic2

[R1] (m3)

Taxa anual

(m3/ano)

M45 12571 1947-1958 2484 C2AC planar 0.15 372.6 0.6 224 3.7







M52 12819 1958-1996 214 C2AC queda de blocos 0.15 32.1 0.6 19 04












M64 14282 1958-1991 1200 C2AC queda de blocos 0.15 180 0.6 108 1.8




M68 18040 1980-1991 21296 J4-5 planar 0.1 2129.6 0.45 958 16.0

M69 20228 1958-1991 4415 σ queda de blocos 0.85 3752.75 0.85 3190 53.2

M70 20240 1958-1991 860 σ queda de blocos 0.85 731 0.85

621 10.4

M71 20265 1958-1991 8412 σ queda de blocos 0.85 7150.2 0.85 6078 101.3

M72 24030 1958-1991 27843 γ planar 0.85 23666.55 0.85 20117 335.3

TOTAL - - 507 000 - - - 104 000 - 71 000 1185

C2AC – Calcários e Margas do (“Belasiano”); β - Complexo Vulcânico de Lisboa ; dc – Dunas Consolidadas; J 4-5 - Calcários margosos, margas e calcários com corais e oncólitos (Calcários de Mem Martins); γ – Granito de Sintra; σ – Sienito de Sintra.

[R] – Volume corrigido pela proporção de areia; [R1] – Volume corrigido pela fracção de areia compatível com a do sedimento de praia; Ic1 e Ic2 índices de compatibilidade textural.

LEGENDA


2008/2009 132

A tabela XX foi adaptada de Marques (2008) e refere-se a movimentos de massa que

ocorreram num intervalo de tempo correspondente a 60 anos. Os elementos listados nesta

tabela incluem a determinação do volume correspondente a cada movimento, permitindo

quantificar o volume total de matéria lítica fornecida à faixa costeira pela evolução de

arribas do Concelho de Sintra nesses 60 anos. Porém, nem todo este material é útil para

efeitos de alimentação de praias; apenas parte dos produtos disponíveis (os que forem

texturalmente compatíveis com os sedimentos de praia) ficaram retidos.

A determinação da compatibilidade entre depósito e sedimento - fonte efectuou-se

introduzindo dois índices de correcção. O primeiro (Ic1 na tabela XX), resulta da

percentagem de areias determinada em laboratório sobre as amostras representativas das

diferentes litologias afectadas pelo recuo das arribas. Utilizando os dados da tabela XVIII e

o gráfico triangular da figura 29, atribuiu-se a cada grande tipo litológico estudado no

litoral do Concelho de Sintra, um valor percentual da fracção arenosa. O produto deste

valor pelo volume global libertado na faixa costeira, reduz o volume bruto de

desmorenamento a volume de areia ([R] na tabela XX). Os resultados listados na tabela

XX, revelam que é debitado na zona litoral um volume bruto de aproximadamente 8 000

m3/ano de areias com origem na erosão de arribas. Ainda é observável na tabela XX que há

maior quantidade volumétrica de sedimento produzido pelas arribas do litoral no período

compreendido entre 1991 e 2007, comparativamente com o intervalo de tempo entre 1947 e

1991. A correcção pela percentagem de areias, diminuiu este valor para aproximadamente

1700 m3/ano, um valor reduzido face ao volume de sedimento desmontado.

As representações gráficas que seguidamente se apresentam (figura 32), foram elaboradas

calculando a média dos diâmetros das areias de face e berma de praia e a média dos devios

padrão das mesmas amostras, considerando que o espectro granulométrico das areias de

praia é representado pelo intervalo 0.35 Ø – 1.9 Ø (dois desvios padrão centrados na

média). Projectaram-se também na mesma figura as curvas de frequência acumulada dos

materiais – fonte, verificando-se que em nenhum caso a curva representativa do material –

fonte fica inscrita no polígono correspondente ao sedimento de praia. Assumindo que todo

o material mais fino que 1.9 Ø não permanece na praia, estas figuras foram usadas para

calcular o valor percentual de areia compatível, isto é, o segundo índice de correcção

textural (Ic2 - tabela XX). Verifica-se que as litologias afectadas pelos escorregamentos no

decurso da erosão costeira são sobretudo calcários, margas e rochas magmáticas e no caso

das rochas magmáticas, constata-se que a fracção de areia que é texturalmente compatível


2008/2009 133

com o sedimento de praia é cerca de 0.85. No caso das outras litologias a compatibilidade

textural é menor: nos materiais calcários e detrititos a compatibilidade é cerca de 0.45 e nas

margas cerca de 0.60.

A introdução do segundo índice de correcção volta a reduzir o volume anteriormente

calculado, para cerca de 1700 m3/ano, a que corresponde uma taxa de produção sedimentar

compatível com as praias da ordem de 1200 m3/ano.

Conclui-se assim que a contribuição do processo de erosão de arribas para a alimentação

sedimentar da faixa litoral é muito reduzida, apesar de associado a uma produção

sedimentar global importante.


2008/2009 134

-4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4

12

5

10

20

3040506070

80

90

95

9899

99.5

99.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Fre

qu

ên

cia

acu

mu

lada

(%

)

Diâmetro (Fi)

Rochas magmáticas

-4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.20.5

12

5

10

20304050607080

90

95

9899

99.599.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Diâmetro (Fi)

Dunas consolidadas

-4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.20.5

12

5

10

20304050607080

90

95

9899

99.599.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Diâmetro (Fi)

Calcários, margas, conglomerados

Fre

qu

ên

cia

acu

mu

lada

(%

)

-4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4

0.001

0.0050.01

0.050.10.20.5

12

5

10

20304050607080

90

95

9899

99.599.899.9

99.95

99.9999.995

99.999

Diâmetro (Fi)

Dunas

Figura 32 – Representações gráficas das curvas de distribuição granulométrica das areias de famílias litológicas e texturalmente distintas, com ênfase para a sua representatividade no espectro entre os valores de 0.35 Ø e 1.9 Ø.


2008/2009 135

5.3 - Utilização dos elementos climáticos para a parametrização do método de Teixeira

e Andrade e cálculo da taxa de produção sedimentar fornecida pelo sistema de erosão

hídrica a partir da rede de drenagem

Nas páginas seguintes apresentam-se os métodos e resultados sobre a análise do sistema

de erosão hídrica enquanto produtor potencial de sedimentos para as praias do Concelho de

Sintra.

De entre os elementos mesológicos relevantes para o estudo da actividade do sistema de

erosão hídrica continental na região em estudo merece realce a precipitação, cuja

caracterização se efectuou a partir das tabelas de registo de precipitação mensal, já

referidas anteriormente. O conhecimento do regime de precipitação da região em estudo é

necessário para avaliar a intensidade que se assumiu idêntica à descarga sólida global

sedimentar que as principais linhas de água transportam e debitam no mar.

A partir do mapa de distribuição das precipitações, construído em ambiente SIG,

calcularam-se os valores de caudal sólido para cada bacia, aplicando a fórmula empírica

desenvolvida por Andrade & Teixeira (1997), correspondente ao subclima do regime

mediterrâneo Csb (clima húmido).

Expressão - P. E.= 89 A-0.15 P 2.97 em que:

P.E - produção específica (m3/ Km2/ano)

P - precipitação média anual(m)

A- área da bacia ( Km2).

Substituindo na expressão os valores previamente obtidos, obtêm-se os resultados

correspondentes à erosão hídrica potencial/produção sedimentar para cada bacia (Quadro

X). Saliente-se que a produção específica corresponde ao volume de sedimentos debitado

por unidade de área e erosão hídrica/produção sedimentar equivale ao volume de

sedimentos debitado por cada bacia. Para a elaboração destes cálculos recorreu-se aos

dados de precipitação média anual das estações climatológicas seleccionadas apresentadas

(Quadro IX).


2008/2009 136

QUADRO IX

Quadro IX – Valores de precipitação média anual de cada estação climatológica.

QUADRO X

Quadro X – Dados utilizados no cálculo da erosão hídrica/produção sedimentar associada a cada bacia

hidrográfica, de acordo com a fórmula empírica desenvolvida por Andrade & Teixeira (1997).

Estações climatológicas Precipitação média

anual (mm)

Azenhas do Mar 599.80

Barragem do rio da Mula 907.73

Cabo da Roca 496.14

Cacém 797.63

Caneças 947.87

Cheleiros 595.69

Colares 710.79

Dois Portos 687.70

Linhó 960.37

Sintra Granja 863.15

Sintra Vila 972.48

Designação Bacias Área

km2

Precipitação

média em

cada bacia

(mm)

Produç

ão

específi

ca

m3/km2

Produção

sedimentar

m3/ano

Bacia da ribeira de

Colares

Bacia hidrográfica

das ribeiras do Oeste

50 807 26 1300

Bacia da ribeira do Cameijo

Bacia hidrográfica


5 643 19 94

Bacia do rio da Mata

Bacia hidrográfica


11 714 23 250

Bacia da ribeira de Bolelas

Bacia hidrográfica


20 740 23 472

Bacia da ribeira do Falcão

Bacia hidrográfica


13 713 22 289


2008/2009 137

A

AIiICi

CTM

n

i

∑=

=1

.

A leitura do quadro X, revela que a ribeira de Colares, por ser a que possui maior área de

bacia hidrográfica, drenando para o litoral do Concelho de Sintra, é a que apresenta maiores

valores de erosão hídrica e maior potencial de descarga sólida no litoral. A bacia de Colares é

também aquela que afecta substrato geológico com características mais favoráveis à

produção de areias (figura 33), visto que a sua área integra terrenos de rochas brandas,

alteradas, ricas em quartzo, nomeadamente materiais de alteração do maciço de Sintra e

depósitos detríticos oligocénicos com ele relacionados. Em segundo lugar, situada a norte da

bacia referida e com valores de erosão hídrica substancialmente mais baixos, está a bacia

hidrográfica da ribeira de Bolelas, acusando menor contributo de descarga sólida afectando

quase exclusivamente terrenos do Belasiano, calcários e margas (figura 33). A descarga

sólida total proveniente da erosão hídrica estima-se em cerca de 2400 m3/ano, valor

contributivo muito reduzido. A figura 33, representa a área das bacias que drenam para o

oceano Atl

Uma vez mais, a contribuição volumétrica global decorrente da erosão hídrica deve ser

corrigida para contemplar apenas a parte do espectro granulométrico efectivamente útil para

as praias, para estar em equilibro com as areias que as formam.

Para este efeito, efectuou-se procedimento idêntico ao utilizado no caso da erosão costeira,

descrito anteriormente, e atribuiu-se para cada tipo litológico com extensa área aflorante na

superfície do Concelho de Sintra, um índice de compatibilidade textural (Ic na tabela XX),

com as areias de praia.

Por outro lado, a proporção relativa de superfície ocupada por cada tipo litológico em cada

bacia hidrográfica, será também determinante do teor em sedimento útil descarregado no

litoral por uma mesma bacia. Estes valores foram calculados em ambiente SIG, por

intersecção das bacias hidrográficas com os polígonos representativos do afloramento dos

grandes tipos litológicos em cada bacia.

No quadro XI descrevem-se resultados da aplicação desta metodologia que compreende em

primeiro lugar a determinação da compatibilidade textural média (CTM) de cada bacia

através da expressão:

em que : AI i - área de afloramento de cada tipo litológico na bacia (km2); ICi - índice de

compatibilidade textural de cada tipo litológico; A - área da bacia (km2); n – número de tipos

litológicos considerados.


2008/2009 138

Figura 33 - Área das bacias que drenam para o litoral do Concelho de Sintra e respectivas litologias aflorantes.

metros


2008/2009 139

QUADRO XI

.

Legenda : IC – compatibilidade textural; A* IC – produto da área aproximada da formação litológica aflorante pela compatibilidade

textural da formação; Al em km2 - corresponde à área superficial aflorante ocupada pela formação litológica na bacia.

CTM – compatibilidade textural da bacia (no caso da bacia hidrográfica de Colares é de 50%)

Bacia da ribeira do Falcão

Bacia da ribeira de Bolelas

Bacia do rio da Mata Bacia da ribeira do

Cameijo Bacia da Ribeira de

Colares Tipos

Litológicos Ál

km2 IC

A * IC km2

Ál km2

IC A * IC

km2 Ál

km2 IC

A *IC km2

Ál km2

IC A *IC km2

Ál km2

IC A * IC

km2 Granitóides

- - - - - - - - - - 17 0.85 14.45

Oligocénico - - - - - - - - - - 4 0.35 1.4

Holocénico - - - - - - - - 3.3 0.6 1.98 10 0.60 6

Cretácico 13.05 0.15 1.95

20.34

0.15 3.05 10.96 0.15 1.64 1.4 0.15 0.21 18 0.15 2.7

Total Bacia

13 - 1.95 20 - 3.05 11 - 1.64 5 - 2.19 50 - 24.55

CTM 0.15 0.15 0.15 0.47 0.50


2008/2009 140

Seguidamente, multiplicou-se o valor de CTM pela produção sedimentar de cada bacia,

obtendo-se a produção sedimentar útil (Quadro XII).

QUADRO XII

Designação CTM Produção sedimentar

(m3/ano)

Produção de

sedimento útil (m3)

Bacia da ribeira de

Colares

0,5 1300 650

Bacia da ribeira do

Cameijo

0,47 94 44

Bacia do rio da

Mata

0,15 251 38

Bacia da Ribeira de

Bolelas

0,15 472 71

Bacia da ribeira do

Falcão 0,15 289 43

Total 1,42 2406 846

Quadro XII - Apresenta os valores de produção de sedimento útil em cada bacia e o total de sedimento

útil que anualmente é l injectado no litoral.

O débito de areias úteis para este troço litoral é cerca de 846 m3/ano, um valor ínfimo e da

mesma ordem de grandeza do obtido para a contribuição do recuo das arribas. No caso da

erosão hídrica, a contribuição mais relevante provém da ribeira de Colares que responde com

mais de ¾ daquele total.

5.4 – Deriva Litoral

Segundo Neves (2006), que cita trabalhos de Oliveira et al. (1982) e Taborda (1993), a deriva

litoral é responsável por um transporte longilitoral para sul de cerca de 2000 x 103 m3 ano -1

de sedimentos na costa ocidental Portuguesa (norte da Figueira da Foz). No entanto,

Larangeiro et al. (2002), aplicando modelos matemáticos, refere que o volume de sedimentos

transportado pela deriva litoral é de 1000 x 103 m3 ano -1, em Buarcos (norte da Figueira da

Foz). Independentemente das diferenças, o potencial de transporte associado à corrente da

deriva é muito elevado e é espectável que a ordem e grandeza seja semelhante no litoral do

Concelho de Sintra.


2008/2009 141

Mais a norte, esta corrente transporta efectivamente uma significativa quantidade de

sedimentos que são quase totalmente desviados junto à cabeceira do Canhão da Nazaré e

sugados para a planície abissal adjacente. Esta fuga de sedimentos pelo Canhão da Nazaré é

suficientemente importante para condicionar significativamente a disponibilidade em areias

ao longo de toda a linha de costa que se estende para sul, incluindo o litoral do Concelho de

Sintra, no qual se mantém elevado potencial de transporte subsaturado por fontes

sedimentares terrestres, como indicado pelos elementos obtidos.

O fraco abastecimento em sedimentos por parte das bacias hidrográficas e das arribas do

Concelho de Sintra conjuntamente com o significativo desvio de sedimentos provenientes de

norte e transportados pela corrente de deriva litoral, a norte do Concelho, comprometem

fortemente o preenchimento sedimentar do litoral e por conseguinte a formação de praias.

Para que a contribuição colectiva da erosão costeira e erosão hídrica continental igualassem o

potencial de transporte de sedimentos longilitoral das ondas, teriam que aumentar a

respectiva intensidade de um factor superior a 1000 vezes.

Conclui-se assim que as variações de intensidade destas fontes ao longo dos anos são

também pouco relevantes para o balanço sedimentar deste litoral e que a escassez em praias e

outras formas de acumulação reflectem principalmente esta assimetria.

As praias da orla costeira Sintrense são formas com geometria e retenção sedimentar

condicionadas pela morfologia do substrato rochoso resistente que define a linha de costa.

Existem apenas alguns locais em que promontórios salientes retêm as espessas areias em

trânsito ou em reentrâncias bem encaixadas que oferecem abrigo pontual da actividade das

ondas, coincidindo com embocaduras fluviais. No primeiro caso surgem praias muito

estreitas e alongadas (troço da praia da Aguda), no segundo, praias curtas e muito largas

(praia da Samarra e Maçãs).


2008/2009 142

CAPITULO 6

CONCLUSÕES

O propósito desta dissertação foi estudar as características geomorfológicas e geológicas do

Concelho de Sintra, e em especial da sua faixa costeira, quanto ao contributo da erosão

hídrica continental e de erosão costeira para a acumulação de areias e consequente formação

de praias do Município.

A temperatura média do Concelho de Sintra ronda os 15 º C, atingindo valores mais altos nos

meses de Junho a Setembro, e valores mais baixos nos meses de Novembro a Fevereiro. No

respeitante à precipitação, esta aumenta do litoral para o interior; no entanto, a Serra de Sintra

é um obstáculo à transposição da pluviosidade, sendo o local onde ocorrem os valores de

precipitação mais elevados. A pluviosidade aumenta entre Novembro e Fevereiro e diminui

entre Junho e Setembro. É possível inferir que o factor altitude seja de significativa

importância no Concelho, pois são os locais de maior altitude que apresentam valores de

precipitação mais elevada.

A ondulação que predomina no litoral apresenta direcção preferencial de NW e a orientação

do vento é preferencialmente de N e NW durante a maior parte do ano. Daqui resulta uma

corrente de deriva litoral dirigida para sul, associada a um potencial de transporte sólido

muito elevado, que a literatura avalia em 1x103 m3 ano -1.

As rochas aflorantes no Concelho são muito diversificadas, merencendo referência os

granitos e sienitos do maciço de Sintra que é também o acidente geográfico/geológico mais

importante do Concelho. A restante superfície é na sua maioria constituída por rochas

sedimentares calcárias, que datam da Era Mesozóica (períodos Jurássico e Cretácico), e em

menor extensão afloram rochas basálticas do “Complexo Vulcânico de Lisboa – Mafra”,

bem como sedimentos do terciário. Próximo da faixa costeira, observa-se maior diversidade

litológica e estratigráfica incluindo, nomeadamente, rochas mais recentes, como areias de

duna. Ao longo do litoral, desde a foz da ribeira do Falcão até um pouco a sul do Cabo da

Roca, as formações expostas nas arribas são principalmente calcárias e margosas, vulcânicas

(uma pequena soleira localizada em Casal de Pianos), detritícas (Oligocénico) e arenitos,

calcário/calcarenitos. A sul da praia da Adraga, as arribas são constituídas por granitos e

sienitos até ao limite administrativo do Concelho.


2008/2009 143

A serra de Sintra é circundada por peneplanícies, evidenciando-se a leste do Município

alguns relevos de menor importância. A faixa litoral é bastante recortada, desenvolvendo-se

em substrato rochoso essencialmente de arriba na qual alternam rochas competentes e

brandas (no que se refere à resistência mecânica das rochas aos agentes erosivos), havendo

erosão diferencial bem patente nas saliências (sendo a mais importante o Cabo da Roca) e

reentrâncias ao longo da linha de costa onde se acumulam areias para formar praias, pouco

robustas, descontínuas e encaixadas. No intervalo de tempo de 1947 a 2007, ocorreram 63

movimentos de massa em arribas afectando diferentes litologias e demonstrando significativa

actividade do processo erosivo em contexto de vertente. A rede hidrográfica do Concelho é

muito ramificada, dendrítica e bem encaixada. Identificam-se 32 bacias hidrográficas das

quais apenas seis drenam para o litoral do Concelho; a bacia mais importante em área e com

elevado débito de carga sólida é a da ribeira de Colares, secundada pela bacia hidrográfica de

Bolelas. As outras bacias possuem pequenos cursos de água que vão alimentar outros de

hierarquia superior, nas regiões de Oeiras e Cascais, a sul, Loures e Odivelas, a este e o rio

Lizandro a norte.

A integração de dados climáticos e geológicos obtidos no presente trabalho com método

empírico para estimar a erosão hídrica superficial, indica que o total de carga sólida

compatível com as areias de praia transportada pelas bacias hidrográficas que drenam para o

litoral do Concelho é aproximadamente de 840 m3/ano.

A taxa anual de recuo das arribas foi convertida em produção sedimentar útil para as praias,

estimando-se esta contribuição em cerca de 1200 m3/ano. O somatório destes dois valores

representa uma entrada de sedimentos no sistema litoral de aproximadamente 2000 m3/ano,

um valor insignificante, face ao potencial de transporte das ondas, que não se encontra

saturado. Destes dados conclui-se que as praias do Concelho são pequenos stocks

localizados, resultantes de retenção também localizada dependente da morfologia da linha de

arribas, e provocada pela erosão diferencial ao longo da linha de costa. Se a linha de costa

fosse rectilínea, o litoral do Concelho de Sintra seria inteiramente formado por arribas com a

base destituída de acumulações de praias.


2008/2009 144

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http://livemaps.com.br/.

http://www.cm-sintra.pt/.

http://pt.wikipedia.org/wiki/Sintra,

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http://www.cm-sintra.pt/

http://pt.wikipedia.org/wiki/Sintra

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UNIVERSIDADE DE LISBOA · 2015. 10. 2. · Geologia, Geomorfologia, erosão hídrica, erosão costeira, praias, alimentação sedimentar. ... ÍNDICE GERAL CAPITULO 1 – Introdução