Geologia de PorTugal- Descriçao Geologica Regiao Sintra

Geologia de PorTugal- Descriçao Geologica Regiao Sintra

1. INTRODUÇÃO O registo litológico da região de Sintra é bastante variado e exerce evidente controlo sobre o vigoroso e diversificado relevo, existindo razoáveis condições de afloramento, e ainda um forte contraste morfolitológico entre o maciço de Sintra e o encaixante e a presença regular, na sequência sedimentar do Mesozóico, de camadas mais resistentes à erosão( KULLBERG, M. C & KULLBERG, J. C. , 2000). Estudos anteriores, apresentam-nos modelos tectónicos, respeitantes à instalação do diapiro magmático e à tectónica compressiva alpina, bem como a instalação de corpos magmáticos aquecidos e parcialmente fundidos em rochas frias; num modelo complexo e rigoroso do controlo estrutural e dos processos de instalação do Maciço Ígneo de Sintra.

1.3. Enquadramento Geológico e Geotécnico A área escolhida para este estudo (cerca de 180 km2), representada no Mapa Tectónico de Sintra (Fig. 1) localiza-se na Península de Lisboa (Estremadura Sul), incluindo terrenos do Mesozóico e do Cenozóico da Bacia Lusitaniana, entre os paralelos de Mafra e de Lisboa. Do ponto de vista litológico, existem nesta região sobretudo rochas sedimentares, cujas idades variam desde o Oxfordiano superior até a actualidade; existem ainda diversos tipos de rochas ígneas, intrusivas e extrusivas, e ainda uma reduzida faixa de rochas metamórficas resultantes de metamorfismo de contacto. A intrusão do diapiro magmático de Sintra (em planta com forma aproximadamente elíptica, com eixos maior e menor, respectivamente, de 10 km e 5 km) na sequência sedimentar mesozóica praticamente não deformada induziu a formação de um doma, actualmente parcialmente exumado; o testemunho cartográfico deste doma apresenta geometria assimétrica, alongada segundo a direcção E-W, e exibe acentuada vergência para norte. Ao longo do acidente profundo NNW-SSE estão intruídos o maciço de Sintra e pelo menos outros dois maciços ígneos alcalinos, também de idade Cretácico superior: os maciços de Sines e Monchique. O controlo estrutural da intrusão do maciço de Sintra está assim, completamente associado à origem e cinemática deste importante acidente profundo e, consequentemente, dependente da sua interacção com as anisotropias das zonas crustais superiores, à medida que este acidente profundo se propagou para a superfície. O evento compressivo alpino, responsável pela inversão tectónica da Bacia Lusitaniana, reactivou e intensificou a maioria das estruturas contemporâneas da intrusão magmática e deformou as unidades do Mesozóico e do Cenozóico gerando, por exemplo, dobras com charneiras aproximadamente WSW-ENE, na sua maioria vergentes para norte, muitas vezes associadas a cavalgamentos com a mesma vergência.

2. LITOLOGIAS 2.1. As Rochas da região de Sintra 2.1.1. Rochas sedimentares As unidades aflorantes nesta região têm idades compreendidas entre o Oxfordiano superior e o Quaternário (Fig. 2). A espessura da sequência sedimentar mesozóica pós Oxfordiano intruída pelo maciço ígneo de Sintra é da ordem dos 20 a 2700 m. As unidades do Jurássico superior e Cretácico inferior são dominantemente constituídas por calcários mais ou menos cristalinos e compactos, intercalados com calcários margosos e calcários de fácies pelágica, ricos de matéria orgânica. Na Bacia Lusitaniana, esta é a única região onde a transição Jurássico-Cretácico é contínua e representada por sedimentação em meio marinho, embora de pouca profundidade. Os primeiros níveis areníticos finos, aos quais se atribui uma idade do Valanginiano, ocorrem intercalados em calcários margosos e leitos argilosos; são marcadores de um período de regressão marinha cujo apogeu se situou no Aptiano superior, caracterizado pela deposição da formação dos "Grés de Almargem". A transição Albiano-Cenomaniano marca o começo de importante transgressão marinha à escala da Bacia Lusitaniana, que se inicia com a deposição de camadas margosas com ostracodos, que vão progressivamente passando a calcários compactos com rudistas, já no Cenomaniano superior. Segue-se importante lacuna sedimentar com a duração de cerca de 40/50 M.a.. As unidades mais antigas do Cenozóico correspondem a depósitos de fácies continental, constituindo o Conglomerado de Monte Santos, sobreposto por um conjunto de unidades mais recentes agrupadas no Complexo de Galamares, com idade compreendida entre o Paleogénico e possivelmente o Miocénico inferior. Este complexo está recoberto,em discordância angular, por depósitos marinhos de idade miocénica (Serravaliano-Tortoniano inferior), igualmente representados na região oriental (Fig. 1). Do Pliocénico existem depósitos residuais nos topos das superfícies de aplanação cujo modelado teve início provavelmente após a intrusão do maciço de Sintra. A Formação de Vinagre, semelhante a certas rañas do Alentejo, foi considerada posterior ao Miocénico marinho datado na região sendo possivelmente de idade Quaternário antigo (CARVALHO, 1994). A maioria dos depósitos litorais, areias de praia, dunas (que cobrem grande parte da extensão do litoral a norte da Serra de Sintra) e dunas consolidadas, depósitos de vertente e aluviões, são também atribuíveis ao Quaternário.

2.1.2. Rochas ígneas As rochas ígneas aflorantes nesta região pertencem i) ao diapiro magmático de Sintra, intrusivo nas formações sedimentares do Mesozóico, e ao cortejo filoniano que acompanha a sua instalação, ou i) às formações estratiformes extrusivas do Complexo Vulcânico de Lisboa e aos filões contemporâneos. Esta diversidade petrográfica assinala dois episódios magmáticos bem distintos no tempo e no espaço: a intrusão do maciço de Sintra, há cerca de 82 M.a., no Cretácico superior (Santoniano) e o vulcanismo extrusivo alcalino, de idade Cretácico terminal/ Eocénico (cerca de 72 M.a.).

2.1.2.1. Maciço de Sintra A estrutura da intrusão magmática é complexa mas pode ser descrita, sinteticamente, como composta por um núcleo de natureza sienítica envolvido por um largo anel granítico e por um anel gabro-diorítico descontínuo; este encontra-se melhor representado a sul, onde se dispõe entre os sienitos e os granitos e é bastante mais reduzido a norte, onde aflora perifericamente em relação ao anel granítico (Fig. 1). Os tipos litológicos presentes são variados, abrangendo uma vasta gama de concentrações de sílica: entre as rochas granulares, destacam-se os gabros (e a variedade mafraíto), os dioritos, os sienitos, os granitos e ainda uma rocha quartzo-turmalínica; quanto às rochas micro-granulares, pertencentes ao cortejo filoniano adjacente, ocorrem microgranitos, microsienitos, traquitos, microdioritos e andesitos, algumas destas rochas com matriz vítrea (ALVES, 1964). Para além destas rochas ígneas existem também diversas brechas eruptivas cuja génese está associada à evolução do diapiro magmático para uma estrutura do tipo caldeira subsidente, delimitada por falhas cónicas por onde se insinuaram os produtos quase-sólidos que constituem o diapiro gabro-sienítico intruído no diapiro granítico precoce. Na composição destas brechas eruptivas, intensamente tectonizadas, participam fragmentos de rochas de todos os tipos petrográficos existentes no maciço e, inclusivamente, fragmentos de rochas carbonatadas pertencentes ao encaixante, que exibem metamorfismo anterior à brechificação (ALVES, 1964). Para este autor, as brechas representam manifestações pneumatolíticas/ hidrotermais do magmatismo do maciço de Sintra.

2.1.2.2. Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL) Este complexo aflora em vasta área na região de Lisboa (aproximadamente 200 km2); na região periférica ao doma do maciço de Sintra aflora apenas a NE, sendo constituído fundamentalmente por basaltos (lavas correspondentes a emissões vulcânicas calmas) intercalados com acumulações piroclásticas de granularidade variada (marcadoras de emissões vulcânicas explosivas). Os centros emissores mais importantes, que na generalidade correspondem a chaminés vulcânicas, ainda hoje são bem visíveis em numerosos locais, frequentemente alinhados segundo direcções WNW-ESE e NW-SE. Embora os basaltos predominem largamente existem também tipos litológicos diferenciados: traquibasaltos, traquitos, riólitos. Trata-se de um vulcanismo tipicamente alcalino, intraplaca. Os magmas primários, resultantes de pequena percentagem de fusão do manto superior, deram origem aos basaltos. Após cristalização fraccionada e, em menor escala, assimilação crustal do soco, formaram-se as rochas mais diferenciadas (PALÁCIOS, 1986). As rochas do cortejo filoniano associado a este episódio magmático são na sua maioria microtraquitos e equivalentes microgranulares dos basaltos.

2.1.3. Rochas metamórficas Correspondem a um estreito anel de corneanas calcossilicatadas, presentes sobretudo a sul e leste do maciço de Sintra, na sua estreita dependência, pois resultaram do metamorfismo de contacto desenvolvido durante a intrusão nas rochas carbonatadas do Jurássico superior que servem de encaixante ao diapiro magmático.

5. CONCLUSÃO Na região de Sintra, as rochas sedimentares aflorantes mais antigas datam da base do Jurássico superior - Oxfordiano superior, (RAMALHO, 1971). A sequência sedimentar predominantemente carbonatada é bastante contínua na região de Sintra, em particular no flanco sul do doma, onde apresenta espessura entre os 2,2 e 2,7 km no intervalo estratigráfico Oxfordiano superior - Cenomaniano. Nesta região não se encontram de forma clara evidências estruturais da actividade tectónica das fases distensivas da evolução da Bacia Lusitaniana. A intrusão do maciço de Sintra, no Cretácico superior, data o levantamento generalizado de uma área relativamente vasta da Bacia Lusitaniana, em particular de todo o sector localizado a sul da falha da Nazaré, a qual se manteve emersa até ao Miocénico. Os efeitos da intrusão do maciço de Sintra foram apenas locais, criando um importante relevo associado ao doma que deformou o seu encaixante sedimentar. A exumação dos cerca de 2,2 a 2,7 km de cobertura sedimentar sobre o diapiro magmático alimentou desde o final do Cretácico e muito provavelmente até ao Miocénico inferior (CARVALHO, 1994) depósitos continentais cenozóicos que recobrem a norte da Serra de Sintra a estrutura do sinclinal anelar. No entanto, a grande maioria dos produtos da erosão do maciço devem encontrar-se na plataforma continental, pois o volume dos depósitos continentais não é da mesma ordem de grandeza do doma sedimentar erodido.

BIBLIOGRAFIA ALMEIDA (coord.) et al. (1991) - Carta Geológica de Portugal à escala 1/50 0, folha 34-A, Sintra. Serviços Geológicos de Portugal. ALVES, C.A. M.. (1964) - Estudo Petrológico do Maciço de Sintra. Rev. Fac. Ciências Lisboa, 2ª série, C, 12(2) : 123-289. CABRAL, J. (1995) - Neotectónica em Portugal Continental. Mem. Serv. Geol. Port., 31: 265 p. CARVALHO, A.M.G. (1994) –O Cenozóico Continental a norte da Serra de Sintra (estudo tectono-sedimentar). Museu Nac. Hist. Natural, Mem. Geociências, 1, 89 p.

KULLBERG, M. C & KULLBERG, J. C. (2000) - Tectónica da região de Sintra. In Tectónica das regiões de Sintra e Arrábida, Mem. Geociências, Museu Nac. Hist. Nat. Univ. Lisboa, nº 2, 1-34.

PALÁCIOS, T. (1986) - Petrologia do complexo vulcânico de Lisboa. Tese de Doutoramento. Univ. Lisboa, 260 p.

RAMALHO, M. (1971) - Contribution á l'étude micropaléontologique et stratigraphique du Jurassique supérieur et du Crétacé inférieur des environs de Lisbonne (Portugal). Mem. Serv. Geol. Port., 19, 212 p.

Figura 1- Mapa Tectonico de Sintra. Adaptado de KULLBERG, M. C & KULLBERG, J. C. (2000) . Figura 2- Coluna Litostratigrafica modificada de ALMEIDA (coord.) et al. (1991).

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