TRIÁSICO

O Tétis e o Proto-Atlântico eram bacias epicontinentais interiores

Pré-rifting e episódio de uplift com vulcanismo fissural Marinho litoral ou lagunar marinho-litoral, pouca profundidade,

com depocentros evaporíticos HETANGIANO

Rifting, aumento

de subsidência com abertura ao mar

Plataforma carbonatada, ambiente marinho pouco profundo SINEMURIANO Carixiano Transgressão Domeriano TOARCIANO AALENIANO BAJOCIANO . BATONIANO CALOVIANO OXFORDIANO KIMERIDGIANO TITONIANO T – R CICLOS AMBIENTE DE SEDIMENTAÇÃO Início da tectónica distensiva que levou à fragmentação da Pangeia J U RÁS SI CO I N FE RI OR J U RÁS SI CO MÉ DIO JU R Á SSI C O SU PER IO R Ligeira regressão na linha de costa Fácies hemipelágica PL IENSB A Q U IA N O Mar epicontinental permanente a W do Maciço Hespérico, permitindo a mistura de faunas boreais e tetisianas. Mas mantém-se o domínio sub-Mediterrâneo devido à maior abundância de amonites tetisianas.

Plataforma carbonatada interna com ligação ao mar, energia média com desenvolvimento de bioconstruções recifais

Fácies pelágicas de plataforma externa de mar aberto, com regime de correntes Fácies pelágicas mais proximais (litorais) numa plataforma carbonatada interna

Plataforma interna de fraca energia, quase sempre não confinado, com influências continentais Plataforma interna de

fraca energia, quase sempre não confinado, com influências continentais Plataforma carbonatada externa, hemipelágica Plataforma interna, por vezes confinada

Plataforma interna confinada, com marcada subsidência, hemipelágica

As transgressões dos 2 mares originaram a comunicação entre Mesogeia e Europa Boreal, facilitando a migração de faunas. Aparecem as primeiras amonites boreais no Algarve. As primeiras amonites penetram no Algarve. São associações que pertencem à província sub- Mediterrânea do domínio tetisiano. A bacia Algarvia era parte integrante da Mesogeia domínio externo, pelágico ou transrecifal, de águas profundas domínio interno, de fácies lagunar

ou ante-recifal Plataforma interna com alternância de fácies confinada e hemipelágica A W ocorrem várias superfícies de erosão. A E há variações do nível do mar no Jurássico inferior A W ocorre emersão e carsificação subaérea Província sub-mediterrânea do domínio tetisiano, com associações de amonites tipicamente tetisianas, apesar de ter existido pequena percentagem de espécies sub-boreais . Mar epicontinental intermitente Trangressão Regressão (Erosão) PALEOBIOGEOGRAFIA Sub-bacia Ocidental Elevação Estrutural Sub-bacia Oriental

Fig. II.12 - Síntese da interpretação da litostratigrafia do Triásico-Jurássico, em termos de ambiente de sedimentação, ciclos transgressivo-regressivos e paleobiogeografia

.

A unidade de Pelitos, calcários e evaporitos de Silves representa uma fácies de transição (fase de pré-rifting), depositada num meio de sedimentação marinho litoral (Rocha, 1976) ou lagunar margino-litoral (Azeredo et al., 2003), variando de condições mais abertas ao mar ou mais confinadas e evaporíticas, justificando o carácter descontínuo dos afloramentos dolomíticos bem como a ocorrência de minerais evaporíticos, como o gesso e a anidrite. As associações faunísticas presentes nesta unidade são marinhas, podendo algumas desenvolver-se em meio eurihalino (moluscos, sérpulas, etc), mas outras são exclusivamente marinhas (equinodermes, polipeiros) (Oliveira, 1984). Assim o meio de sedimentação devia ser marinho litoral pouco profundo e mais ou menos abrigado de correntes, com deposição em períodos alternadamente agitados e calmos e submetido às influências do continente (Terrinha, 1998).

A importante flexura de Algibre (ENE-WSW), provavelmente a continuação da flexura de Guadalquivir (Rocha, 1976), divide a bacia num domínio, a norte, com sedimentação mais terrígena e reduzida deposição de evaporitos e outro, a sul, onde se depositou uma espessa série evaporítica com gesso e salgema.

À distensão ocorrida no Triásico superior está associada importante actividade ígnea desenvolvida sobretudo no Hetangiano, estando representada em vários locais por escoadas sinsedimentares toleíticas, filões, brechas e vulcanoclastitos (Romariz et al., 1976; Romariz et al., 1979). Desta forma, o Complexo Vulcano-Sedimentar representa uma fase de rifting, indicando a abertura de uma nova bacia (Manuppella, 1992).

As rochas magmáticas da base do Jurássico, associadas à fracturação da Pangeia, formam uma vasta província ígnea designada Central Atlantic Magmatic Province (CAMP; Marzoli et al., 1999) que ocorre nas margens, outrora contíguas, da América do Norte e do Sul, NE de África e SE da Europa (McHone & Puffer, 2000). Segundo o modelo de Martins et al. in Terrinha et al. (2006), o magmatismo toleítico da Bacia Algarvia teve origem no manto subcontinental litosférico enriquecido; o vulcanismo foi controlado pela fracturação tardi-hercínica; a nucleação do processo de rifting terá ocorrido num ponto triplo de junção entre África, Ibéria e América; um modelo de rifting passivo é o que melhor explica a sequência vulcanostratigráfica. Em síntese, os referidos autores consideram que a remobilização do manto litosférico localizado sob a sutura hercínica deverá ter sido desencadeada pelo regime distensivo associado à cinemática das placas litosféricas e à compensação isostática resultante da ablação da cadeia hercínica.

As formações triásicas registam os primeiros eventos mesozóicos de deformação extensiva crustal, o único episódio de vulcanismo que ocorreu na margem sul, a transição de condições ambientais continentais a costeiras ou a marinhas e o único grande período (± 20 Ma) de condições ambientais e sedimentares uniformes durante o Mesozóico Terrinha (1998).

A continuação da subsidência permitiu uma abertura cada vez maior ao mar tendo- se estabelecido condições de plataforma carbonatada em toda a bacia que permaneceram

Sinemuriano foram os primeiros sedimentos a depositar-se nesta plataforma marinha, num ambiente de águas pouco profundas, como indicam as raras associações fósseis (lamelibrânquios, gasterópodes e ouriços) (Terrinha, 1998).

A continuidade lateral de fácies sedimentares e vulcânicas depositadas entre o Triásico superior e o Sinemuriano, sugere uma evolução uniforme da Bacia Algarvia durante este intervalo de tempo.

Embora seja sugerida uma evolução similar para a Bacia Lusitaniana, os dados paleontológicos apontam para uma comunicação não efectiva até à transição Carixiano- Domeriano entre as duas bacias, e para a hipótese de os mares que bordavam a Península Ibérica terem sido, provavelmente, bacias epicontinentais interiores (Terrinha, 1998).

A partir do Carixiano (Pliensbaquiano inferior) a Bacia Algarvia estrutura-se, diferenciando-se em sub-bacias (Ocidental e Oriental, separadas pela Elevação Estrutural de Budens-Lagoa), caracterizadas por variações de fácies acentuadas. Na Elevação Estrutural ocorreu, ao longo de todo o Jurássico, uma sedimentação de plataforma interna, por vezes confinada, apresentando séries de pequena espessura, enquanto a oeste e a leste deste alto a sedimentação teve características distintas.

A sedimentação no Jurássico inferior caracteriza-se por sedimentos francamente marinhos, separados por descontinuidades secundárias, com ambiente de deposição predominantemente hemiplágico na Sub-bacia Ocidental, de plataforma interna, por vezes confinada (representado pelas sequências margo-carbonatadas parcialmente dolomitizadas com amonóides, da Praia de Belixe e Armação Nova) que se estende durante todo o Jurássico na Elevação Estrutural de Budens-Lagoa, e de plataforma interna confinada, com marcada subsidência, na Sub-bacia Oriental (representada por calcários e dolomitos) (Manuppella et al., 1987a; Manuppella, 1992).

A reconstrução paleogeográfica do Carixiano-Toarciano baseia-se fundamentalmente na comparação entre associações de amonites de diferentes províncias geológicas da Ibéria com afinidades faunísticas aos domínios tetisiano e boreal (Rocha, 1976).

A plataforma sedimentar vai-se abrindo progressivamente às influências marinhas, mas apenas no Carixiano inferior a médio as primeiras amonites penetram na plataforma algarvia, cuja evidência ocorre nos Calcários dolomíticos com nódulos de silex do Cabo de S. Vicente e que são associações que pertencem à província sub-mediterrânea do domínio tetisiano. Os sedimentos contemporâneos na Bacia Lusitaniana contêm amonites com afinidades boreais, sugerindo ausência de comunicação entre a Europa boreal e o Mar de Tétis, no Carixiano inferior a médio, tendo-se individualizado dois mares epicontinentais distintos na bordadura da Meseta Ibérica: o mar Tétis a sul com fauna tetisiana; e o mar que perfilhava o Atlântico, a oeste e norte, com fauna boreal.

Assim, a Bacia Algarvia integra-se na Mesogeia, no domínio tetisiano e na província sub-mediterrânica, enquanto a Bacia Lusitaniana ocorre num domínio complexo de mistura de formas sub-boreais e tetisianas (Rocha, 1976; Rocha et al., 1979).

A comunicação entre os dois mares apenas se torna efectiva no Carixiano médio - Domeriano inferior, tendo as suas transgressões contemporâneas facilitado a migração de

faunas ao longo das zonas epicontinentais. Desta forma, as faunas Hildoceratidae tetisianas (Protogrammoceras sp., Fuciniceras sp.) entre outras, migram para norte e penetram na Bacia Lusitaniana, enquanto as amonites boreais (Phylloceras e Amaltheus) migram para sul (Rocha, 1976, Terrinha et al., 2002).

No Toarciano inferior mantém-se o regime mesogeiano marcado na Sub-bacia Ocidental por faunas de Dactylioceras em sedimentos calcário-margosos, biodetríticos, sugerindo uma regressão da linha de costa, contrariando a tendência transgressiva anterior.

O Toarciano médio a superior até parte (totalidade?) do Aaleniano não está representado na Bacia Algarvia, ocorrendo nas primeiras formações do Jurássico médio sistemáticas reduções de espessura e lacunas sedimentares que denunciam perturbações de sedimentação, numa fase que se tem designado por “crise aaleniana” (Mouterde, 1971).

Os primeiros sedimentos do Jurássico médio (Aaleniano - Bajociano inicial) ocorrem no oeste algarvio. São calcários calciclásticos e oolíticos (Calcários e dolomitos de Almádena), com elementos provenientes da destruição de formações recifais e devem ser contemporâneos das cúpulas recifais (Bioerma de Mareta) carsificadas e fossilizadas pelas Margas e calcários de Mareta (Bajociano superior – Batoniano).

A carsificação sugere elevação continental com emersão do recife, seguida de uma transgressão (no final do Bajociano médio) com deposição de sedimentos marinhos sobre o carso pré-existente. Neste período, uma barreira recifal separa um domínio interno (de fácies lagunar ou ante-recifal, onde se depositaram os calcários e dolomitos de Almádena) de um domínio externo (pelágico ou transrecifal, de águas profundas, representado por margas e calcários margosos com fauna marinha que testemunha a deposição em ambiente pouco oxigenado) (Pavia & Sturani, 1968; Rocha, 1976). Esta característica é sugerida pelo predomínio de faunas planctónicas e nectónicas piritosas associada à presença de gesso e nódulos limonitizados, apontando para o desenvolvimento desta biofácies numa bacia mais ou menos fechada, sem circulação no fundo, ou em áreas com grande concentração de material orgânico por correntes de upwelling, provavelmente correspondendo à zona infralitoral do domínio nerítico (Oliveira, 1984).

No Jurássico médio observa-se, na Sub-bacia Oriental, uma variação nos ambientes sedimentares indicando oscilações no nível do mar. O ambiente de deposição alterna entre plataforma interna, de fácies confinada e hemiplágico, no Bajociano a Batoniano inferior, passando a hemiplágica, no Batoniano médio a superior ao Caloviano (Manuppella, 1992). O Caloviano apresenta uniformidade de litofácies em toda a bacia, estando representado pelos equivalentes laterais: Calcários margosos e margas da Mareta a oeste, e Calcários margosos e margas de Telheiro a leste.

Esta evolução de fácies durante o Jurássico médio não é síncrona ao longo da bacia (Terrinha, 1998) ocorrendo evidências no registo sedimentar de vários eventos de instabilidade: a) oscilação da linha de costa no Bajociano - Batoniano, com emersão e carsificação no Bajociano médio (?); b) sedimentação terrígena e variações laterais de espessura; c) superfícies de erosão que cortam o Batoniano inferior, médio e superior.

A partir do Caloviano médio ocorreu importante regressão que originou uma descontinuidade sedimentar entre as formações do Jurássico médio e superior. As sequências do Caloviano são truncadas por uma superfície de erosão materializada por um horizonte ferruginoso e fosfatado com amonites retrabalhadas (Rocha, 1976) que ocorre nas formações situadas acima e abaixo da lacuna, sugerindo persistência do regime marinho, ou seja, sem emersão durante a regressão (Oliveira, 1984). Esta superfície de erosão Caloviano - Oxfordiano tem vindo a ser descrita em todas as bacias mesozóicas ibéricas como “regressão Caloviana” (Rocha, 1976; Manuppella, 1988). Pelo contrário, a instabilidade ocorrida no Aaleniano - Bajociano na Bacia Algarvia não tem paralelo na Bacia Lusitaniana, onde estes estádios estão bem representados e preservados.

Os estudos paleobiogeográficos realizados por Rocha (1976) mostraram que durante o Jurássico médio a Bacia Algarvia permaneceu na província sub-mediterrânea do domínio tetisiano, uma vez que as associações de amonites são tipicamente tetisianas, apesar de ter existido uma percentagem menor de espécies sub-boreais. Durante o Caloviano - Oxfordiano inferior terá ocorrido a migração de espécies boreais (Kosmoceratidae e Cardioceratidae) para a Bacia Algarvia, sugerindo a formação de importante canal marítimo localizado a oeste da Ibéria (Proto-Atlântico) que permitiu a mistura de faunas boreais e tetisianas.

A sedimentação inicial do Jurássico superior é marcadamente diferente nos sectores a oeste e a leste de Algoz, em especial nas formações anteriores aos calcários com Alveosepta jaccardi (Kimeridgiano superior), o que se explica pelo diferente comportamento tectónico dos dois sectores. A partir da base dessa formação verifica-se certa uniformidade faciológica em todo o Algarve e que persiste até ao Cretácico.

No Sector Ocidental a sedimentação mantém-se em regime de plataforma carbonatada interna, com boas ligações ao mar, energia média e desenvolvimento de bioconstruções recifais. A área seria mais vasta do que a actualmente testemunhada pelos afloramentos, uma vez que a erosão terá destruído quase toda a margem setentrional.

No Sector Oriental forma-se um golfo pouco profundo centrado na região de Loulé, e representado por séries pelágicas bem desenvolvidas. Este golfo conhece a sua máxima extensão (de Albufeira a Tavira) no Oxfordiano superior com a formação dos Calcários e margas de Peral, depositados em regime de plataforma externa de mar aberto, temperado, onde devia haver um regime de correntes (Rocha & Rey in Terrinha et al., 2006). Neste período de máxima transgressão chegam a ocorrer depósitos com cefalópodes (Rocha & Marques, 1979). A partir desse período ocorre diminuição progressiva da profundidade do golfo, que passa de fácies pelágicas mais proximais (litorais), num regime carbonatado de plataforma interna, com progressivo aumento do material siliciclástico. Esse novo regime está inicialmente representado pelos Calcários de S. Romão, com organismos recifais, constituindo níveis biostromáticos ou bioérmicos, seguido pelos calcários com nódulos de silex de Jordana (do Kimeridgiano inferior) e outras unidades ricas em

bioconstruções de espongiários (Calcários bioconstruídos do Cerro da Cabeça) e coraliários e, para o topo, unidades dolomitizadas (Dolomitos de Sta _{Bárbara de Nexe).}

A regressão prossegue dando origem à instalação de um ambiente de plataforma interna, de fraca energia, mas quase sempre não confinada, embora com influências continentais. Estas condições estão representadas pela unidade de Calcários de Escarpão e Calcários com Anchispirocyclina. Esta última está presente em toda a bacia, indicando que esse ambiente teve uma instalação generalizada durante o Kimeridgiano superior – Titoniano, em consequência da regressão.

Em resumo, após a regressão do Caloviano – Oxfordiano, o ciclo de sedimentação do Jurássico superior é transgressivo do Oxfordiano médio a superior ao Kimeridgiano médio (Rocha e Marques, 1979), a que se seguiu um período regressivo que atingiu um máximo, sem emersão, na passagem Titoniano - Cretácico e que durou até ao fim do Berriasiano. Provavelmente esta regressão corresponde a uma descida do nível eustático do mar associada a tectónica continental, uma vez que se formaram estruturas quer compressivas quer distensivas (Terrinha, 1998). Este último evento terá provocado uma uniformização de fácies em toda a bacia (Rocha & Rey in Terrinha et al., 2006). Do ponto de vista ecológico caracteriza-se por faunas amoníticas tipicamente tetisianas.

A fase de rifting assinalada na Orla Ocidental no Jurássico superior (Mougenot et al., 1979), parece não ter existido no Algarve, embora a ocorrência de um cortejo filoneano n a região a norte do Cabo de S. Vicente possa ser considerada uma réplica tardia dessa fase, relacionada com a abertura do Atlântico Norte (Oliveira, 1984).

II.3.2.2.3 DESCRIÇÃO DE UNIDADES DO CRETÁCICO

Choffat (1887) reconhece pela primeira vez a existência de formações cretácicas no Algarve, constituindo o início de uma série de trabalhos sobre este período bem sistematizados em Prates (1986).

Certos trabalhos de cariz fundamentalmente estratigráfico levaram a profundas transformações da estratigrafia inicialmente definida, de que são exemplos as publicações de Correia et al. (1981, 1982), Correia & Berthou (1982), Rey (1982), Berthou et al. (1983), Correia & Berthou (1984), Prates (1986), Correia (1989) e Berthou & Leereveld (1990). No entanto, as discordâncias entre os diversos autores conduziram à necessidade de uniformização, começando a surgir trabalhos (Cabral, 1995, 1996; Terrinha, 1998) com tabelas de correlação estratigráfica entre as unidades e respectivas idades atribuídas pelos vários autores. Cabral (1996) propõe uma tabela de correlação entre duas escalas diferentes: Rey (1983, 1986) versus Correia (1989) e Berthou & Leereveld (1990).

Recentemente foi publicado um trabalho sobre a evolução do Cretácico em Portugal (Rey et al., 2006) bem como uma revisão das unidades litostratigráficas em Rocha & Rey in Terrinha et al. (2006), utilizando a recomendação do International Stratigraphic

Guide (Murphy & Salvador, 1999). A estratigrafia aqui apresentada baseia-se essencialmente na que é sugerida por estes recentes trabalhos.

Durante o Titoniano - Barremiano ocorreu a compartimentação da bacia, embora não tão acentuada como no Jurássico, originando variações laterais de fácies devidas a movimentos orogénicos, por vezes associados a efeitos da tectónica diapírica.

Praticamente só existem sedimentos do Cretácico inferior, estando o Cretácico superior mal representado e exclusivamente no Algarve Oriental.

Os terrenos cretácicos dispõem-se em afloramentos dispersos sobre as formações do Jurássico superior, e estão geralmente cobertos por depósitos cenozóicos. Estão organizados em 3 grupos, como é evidenciado na Fig. II.13:

1. Algarve Ocidental – situam-se principalmente junto ao litoral num corte contínuo nas arribas entre a Ponta de Almádena e a Praia de Porto de Mós, onde os últimos níveis cretácicos são ravinados pelos primeiros níveis miocénicos (Oliveira, 1984).

2. Algarve Central – vários e pouco extensos, dispostos na região nordeste a noroeste de Albufeira. Inclui os afloramentos de Porches, Algoz, Tunes - Mem Moniz e Guia. 3. Algarve Oriental – engloba os maiores de origem cretácica, onde a sequência atinge

maior espessura (cerca de 1200 m na região de Faro) (Oliveira, 1992). Um acidente tectónico NNE-SSW que passa por Faro, separa o afloramento em duas zonas, São João da Venda (noroeste de Faro) e zona a nordeste de Faro, onde ocorrem dois bons cortes (Estói – Pão Branco e Alfandanga – Marim) que evidenciam uma variação lateral de fácies. O corte mais clássico do Cretácico oriental, tomado como referência, é o de Alfandanga a Marim (Choffat, 1887), ao longo da estrada Tavira - Faro, constituído pela sucessão mais completa do Cretácico, com 12 unidades litostratigráficas.

Soco Carbonífero

Soco Carbonífero

Triásico Jurássico Cretácico Cenozóico

0 25 Km Lagos Budens Portimão Albufeira Faro Tavira São João São João da Venda

da Venda EstóiEstói--Pão Pão

Branco Branco Alfandanga Alfandanga-- Marim Marim Almádena Almádena –– Porto de Mós Porto de Mós Porches

Porches AlgozAlgoz

Guia Guia Tunes Tunes –– Mem Moniz Mem Moniz

Fig. II.13 – Mapa Geológico simplificado da Bacia Algarvia (adaptado da Carta Geológica de Portugal, à escala 1:500 000), com localização dos principais afloramentos cretácicos distribuídos pelas 3 áreas: Algarve Ocidental, Algarve Central e Algarve Oriental.

II.3.2.2.3.1 Algarve Ocidental

Apresenta-se de seguida a descrição das unidades como foram definidas em Rey et al. (2006), fazendo referência à correspondente designação na Carta Geológica da Região do Algarve, à escala 1:100 000 (Manuppella, 1992) que serviu de base ao presente trabalho. Note-se que a designação das unidades em Manuppella (1992) resulta da compilação de vários trabalhos e geralmente já não corresponde aos nomes originais atribuídos pelo primeiro autor que as descreveu.

- Margo-calcários de fácies purbeckien (Berriasiano inferior), corresponde a uma alternância de conglomerados intraformacionais ravinantes na base, de margas grumosas e calcários com “calhaus negros”, oncólitos e pelóides e por fim, dolomitos com passagens mais margosas. Ainda com a mesma idade, segue-se a Formação de Almadena (anteriormente designada por Calcários com Trocholina), constituída por calcários maciços calciclásticos em bancadas espessas, com oólitos, intraclastos e pelóides. - Formação de Porches (Berriasiano superior – Valanginiano), equivalente aos Calcários com Choffatella pyrenaica. São calcários maciços em bancadas espessas, com oólitos, pelóides, intraclastos e bioturbações, alternando com margas esverdeadas ou violáceas em sequências positivas. A Choffatella pyrenaica só ocorre para o topo da formação. - Formação de Salema (Hauteriviano? – Barremiano inferior), equivalente à parte inferior da unidade Margas e dolomitos com Choffatella decipiens. Trata-se de margas acinzentadas ou acastanhadas alternando com níveis dolomíticos e calcários amarelados. - Formação de Barracão (Barremiano superior), corresponde à parte superior da unidade referida e está separada da formação subjacente por importante superfície de ravinamento, por vezes com discordância angular (a leste de Ponta de Almadena). É formada por margas esverdeadas ricas em carófitas e Choffatella decipiens, alternando com calcários e dolomitos amarelados e, no topo uma bancada de calcário dolomítico. - Formação de Burgau ou Arenitos e calcários com Palorbitolina e Nerinea (Aptiano inferior). É constituída por calcários areníticos amarelados, por vezes com estratificação oblíqua, com pelóides e pistas verticais, associados a bancada calcário- gresosa com estratificação horizontal, rica em Nerinea algarbiensis e Zeilleria tamarindus, e a arenitos finos bioturbados e contendo, no topo, uma crosta ferruginosa.