Carlos Alberto da Costa Almeida
HIDROGEOLOGIA
do
ALGARVE CENTRAL
DISSERTAÇÃO APRESENTADA À UNIVERSIDADE DE LISBOA PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE DOUTOR EM GEOLOGIA, NA ESPECIALIDADE DE HIDROGEOLOGIA
Lisboa
1985
A meus pais
ÍNDICE
PREFÁCIO VI
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO 1
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA
2.1 Enquadramento geológico e evolução da Orla Algarvia 6
2.2 Litostratigrafia
2.2.1 Formação de Mira (Viseano-Namuriano) 12 2.2.2 Formação dos Grés de Silves (Triásico Superior-Hetangiano) 16 2.2.3 Calcários e Dolomitos da Picavessa (Liássico) 20 2.2.4 Calcários do Guilhim (Dogger/Batoniano ?) 22 2.2.5 Margas do Telheiro (Dogger/Caloviano) 22 2.2.6 Margas e Calcários Margosos do Peral (Malm/Oxfordiano - Kimeridgiano) 23 2.2.7 Calcários e Dolomitos do Escarpão (Kimeridgiano-Portlandiano) 24 2.2.8 Arenitos de Sobral (Berriasiano - Valanginiano Inferior 28 2.2.9 Arenitos de Troto (Hauteriviano terminal (?) – Barremiano) 29 2.2.10 Margas e Calcários Margosos de S. João da Venda
(Barremiano - Apciano) 29
2.2.11 Calcários Lumachélicos da Praia da Rocha (Burdigaliano) 30 2.2.12 Formações detríticas mio-plio-quaternárias 32
2.2.13 Outras formações mio-pliocénicas 35
2.3 Tectónica 37
CAPÍTULO 3 - GEOMORFOLOGIA 3.1 Rede hidrográfica
3.2 Morfologia cársica 47
3.2.1 Calcários e dolomitos da Picavessa 57
3.2.2 Calcários e Dolomitos do Escarpão 63
IV CAPITULO 4 - CLIMATOLOGIA
4.1 Precipitação
4.1.1 Tratamento dos dados 71
4.1.2 Cálculo da precipitação média caida na bacia 77
4.2 Temperatura 80
4.3 Evapotranspiração 81
4.4 Infiltração 97
4.5 Balanço hídrico e recursos hídricos totais 105
CAPITULO 5 - HIDROGEOLOGIA
5.1 Comportamento hidrogeológico das formações 111
5.2 Aspectos particulares da circulação em aquíferos cársicos 114 5.3 Unidades hidrogeológicas
5.3.1 Unidade Tor-Silves
5.3.1.1 Inventário de pontos de água 122
5.3.1.2 Caudais 123
5.3.1.3 Parâmetros hidráulicos 125
5.3.1.4 Ensaios de bombeamento 125
5.3.1.5 Curvas de esgotamento de nascentes cársicas 133 5.3.1.6 Caracteristicas físico-químicas das águas 137
5.3.1.7 Funcionamento da Unidade 158
5.3.2 Unidade Albufeira-Ribeira de Quarteira
5.3.2.1 Inventário de pontos de água 163
5.3.2.2 Caudais 163
5.3.2.3 Parâmetros hidráulicos 166
5.3.2.4 Ensaios de bombeamento 166
5.3.2.5 Caracterização pelo efeito de maré 176
5.3.2.6 Características físico-químicas das águas 188
5.3.2.7 Funcionamento da Unidade 204
5.3.3 Unidade Boliqueime-Quarteira
5.3.3.1 Inventário de pontos de água 215
5.3.3.2 Caudais 215
5.3.3.3 Ensaios de bombeamento 216
V
5.3.3.5 Funcionamento da Unidade 238
5.3.4 Unidade Campina de Cima-Amendoeira
5.3.4.1 Inventário de pontos de água 242
5.3.4.2 Características físico-químicas das águas 243 CAPÍTULO 6 – HIDROQUÍMICA DOS AQUÍFEROS CARBONATADOS
6.1 Considerações teóricas 244
6.2 Equilíbrio em relação aos carbonatos das águas do
Algarve Central 263
6.3 A dissolução dos carbonatos e a carsificação 276 CAPITULO 7 - APLICAÇAO DA ANALISE FACTORIAL À HIDROQUIMICA
7.1 Fundamentação teórica 283
7.2 Interpretação dos resultados 286
CAPITULO 8 – CONCLUSÕES 313
BIBLIOGRAFIA 318
SIGNIFICADO DOS SIMBOLOS UTILIZADOS NO CAPITULO 5 332
VI
P R E F A C I O
O presente trabalho não teria sido possível sem o apoio de algumas pessoas e entidades a quem me apraz expressar o mais profundo reconhecimento.
Ao Professor CARLOS ROMARIZ, que em boa hora sugeriu o tema de dissertação dando-me, assim, oportunidade de estudar uma das regiões mais interessantes do país, sob o ponto de vista hidrogeológico, agradeço a orientação, o constante estímulo e a confiança que sempre me incutiu.
Agradeço, ainda, as diligências que empreendeu no sentido de me proporcionar os meios materiais que tornaram possível a efectivação dos trabalhos de campo e de gabinete, bem como as que me permitiram contactar com colegas e instituições estrangeiras.
Por último, quero agradecer a inestimável ajuda na revisão do texto, bem como as críticas e sugestões que contribuiram para o seu enriquecimento.
Aos Professores CLAUDE DROGUE e FERNANDEZ-RUBIO agradeço a forma afectuosa com que sempre me acolheram bem como as valiosas críticas e sugestões que fizeram a alguns aspectos do meu trabalho.
Ao Professor MILAN HERAK, Dr. PETAR MILANOVIĆ e Dr. ANTE šARIN agradeço a oportunidade que me deram de contactar com diversos especialistas e de visitar alguns dos locais mais importantes do Carso jugoslavo.
Ao Professor ANTONIO PULIDO BOSCH agradeço as sugestões feitas em relação à estrutura do texto.
VII
Ao colega MANUEL OLIVEIRA DA SILVA, com quem frequentemente discuti aspectos relativos à hidrogeologia do Algarve, agradeço o constante estímulo e a prestimosa ajuda na execução gráfica do texto.
O Instituto Nacional de Investigação Científica, através do Centro de Geologia da Universidade de Lisboa, patrocinou as actividades de investigação que conduziram a este trabalho.
Ao Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências de Lisboa devo os meios humanos e as facilidades materiais que tornaram possível a execução deste trabalho.
Ao Laboratório de Técnicas Físico-Químicas Aplicadas à Mineralogia e Petrologia da Junta de Investigações Científicas do Ultramar e em especial à Engª Maria Inês Moreira de Sousa, agradeço as facilidades concedidas na utilização do laboratório de análises.
Aos Serviços Culturais da Embaixada de França e ao Governo Espanhol devo a concessão de bolsas de estudo.
Os meus agradecimentos ao Professor ANTONIO M. GALOPIM DE CARVALHO que acedeu a acompanhar-me nalgumas jornadas de campo e ao Professor CARLOS ALBERTO DE MATOS ALVES que classificou algumas lâminas delgadas de rochas eruptivas.
Agradeço ao colega MÁRIO LOURENÇO DA SILVA pela colaboração prestada nos trabalhos de campo e na revisão do texto.
Ao colega SILVERIO PRATES agradeço a ajuda prestada no estudo microscópico de algumas lâminas delgadas bem como as informações relativas a aspectos da geologia do Cretácico algarvio.
À colega TERESA PALÁCIOS PEREZ agradeço a colaboração que prestou na elaboração de alguns programas de computador bem como a cedência de outros de sua autoria.
Os meus agradecimentos aos colegas JOSÉ ANTÓNIO CRISPIM ALVES e JOSE MADEIRA pela colaboração nos trabalhos de campo.
VIII
Aos colegas ANTONIO PORTUGAL, LEITÃO DE FREITAS e ANTÓNIO CARMONA, agradeço a forma cordial como sempre me receberam e a cedência de dados relativos ao nivelamento de pontos de água.
Ao Professor ANTONIO DE ANDRADE AFONSO agradeço as informações que me prestou sobre os trabalhos geofísicos efectuados na área da minha dissertação.
Um agradecimento especial a MARIA DUARTE cuja competência e dedicação muito contribuiram para a publicação deste trabalho.
Uma palavra de agradecimento a todos que, duma forma ou outra, contribuiram para este trabalho: OTÍLIA SILVA que executou análises de águas e colaborou na execução gráfica do texto; DOMINGOS DE SOUSA e CARLOS SILVA que colaboraram nos trabalhos de campo; MADALENA LISBOA e MARGARIDA FERNANDES que executaram alguns desenhos; CARMEN DIEGO que colaborou na dactilografia.
Ao meu amigo JOSÉ FLORES agradeço o arranjo gráfico da capa.
Quero aqui invocar a memória do saudoso amigo e colega RUI MIGUEIS, com quem várias vezes tive ocasião de discutir problemas relacionados com a hidrogeologia do Algarve, que amavelmente me cedeu dados referentes a análises de águas colhidas na minha área de trabalho.
Recordo também o Professor STJEPAN MIKULEC, tragicamente desaparecido, que com imensa simpatia me recebeu em Sarajevo tendo-me proporcionado algumas excursões de grande interesse ao Carso jugoslavo.
Para terminar, um agradecimento especial a minha mulher pela compreensão e apoio que sempre me dispensou ao longo destes anos.
CAPÍTULO 1
I N T R O D U Ç Ã O
O Algarve, mercê de clima privilegiado, desenvolveu-se notavelmente nas últimas décadas. A economia da província assenta fundamentalmente na indústria turística e na agricultura.
Este desenvolvimento só foi possível pela existência de águas subterrâneas, cuja exploração permitiu a expansão extraordinária das culturas de regadio e tornou possível uma intensa ocupação urbana na zona litoral.
A importância das águas subterrâneas, em termos económicos e humanos, pode ser aquilatada comparando o desenvolvimento do Barrocal algarvio com o que apresentava poucos anos atrás. A charneca alternando com a cultura da alfarrobeira e da amendoeira, foi substituída por vastos pomares de citrinos, por hortas ou por estufas onde se cultivam as novidades.
O Algarve testemunha assim, a importância das águas subterrâneas na vida duma região.
Um recurso tão fundamental como a água deve ser devidamente conhecido para que se saiba com o que contar e para que a sua gestão e protecção se possa fazer correctamente. Tal só é possível com o conhecimento tão completo, quanto possível, dos aquíferos.
De facto, a exploração incontrolada das águas subterrâneas pode conduzir a situações de rotura, com consequências imprevisiveis, pondo em causa a viabilidade
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de empreendimentos, com todas as implicações económicas e sociais daí decorrentes.
Conhecem-se bem os perigos fundamentais da exploração incontrolada dos aquíferos:
- Esgotamento das reservas hídricas. Alguns aquíferos do Algarve estão sujeitos a regimes de sobreexploração denunciados pela descida continua dos niveis piezométricos;
- Invasão progressiva dos aquíferos pelas águas do mar, em regiões costeiras. Essa invasão resulta igualmente de sobreexploração, pois a posição da interface água doce - água salgada é controlada pelos niveis piezométricos da primeira. Além da invasão generalizada pela água salgada, podem dar-se casos de salgamento de captações devido à formação de empolamentos da interface, sob aquelas;
- Modificações da qualidade da água devido às actividades agrícolas. Elas são devidas fundamentalmente à irrigação, que aumenta o conteúdo salino das águas, em consequência da concentração dos sais no solo e do posterior arraste pelas águas infiltradas, sobretudo grave em regiões de evapotranspiração intensa, como o Algarve, e introduz nos aquíferos substâncias poluentes (pesticidas, etc.) ou aumenta até níveis incomportáveis o teor de certos iões como o , o SO , etc. Casos de aumentos preocupantes foram já detectados, sobretudo na região de Faro (Silva e Almeida, 1983).
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NO 2−
4
Contribuir para o conhecimento da hidrogeologia algarvia foi o objectivo de uma das linhas de investigação do projecto "Recursos geológicos de Portugal", que se insere no conjunto de projectos de investigação do Centro de Geologia da Universidade de Lisboa, subsidiados pelo I.N.I.C.. O referido projecto é dirigido pelo Prof. Doutor Carlos Romariz a quem se deve, fundamentalmente, um conjunto de acções que permitiu a consecução do objectivo proposto, materializada em diversos trabalhos publicados, ou em publicação, nos quais o presente se inclui. Desses trabalhos destaca-se a primeira dissertação de doutoramento, sobre tema de hidrogeologia, realizada em Portugal (Silva, M. O., 1984).
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A região que constitui objecto de estudo do presente trabalho situa-se no Algarve Central e coincide aproximadamente com a bacia hidrográfica da Ribeira de Quarteira (Fig. 1.1).
A área estudada corresponde aproximadamente a 600 km2 e está coberta pelas folhas 587, 588, 596, 597, 598, 605 e 606 da Carta Militar de Portugal, na escala 1/25 000, editada pelos Serviços Cartográficos do Exército.
A região inclui grande variedade de aspectos geológicos, hidrogeológicos e geomorfológicos. A Norte encontra-se a Serra algarvia, constituída por xistos e grauvaques carbónicos. E uma região de relevo movimentado, com agricultura escassa, dada a pobreza do solo e a ausência de águas subterrâneas.
A parte central é ocupada pelo Barrocal, região constituída essencialmente por rochas carbonatadas jurássicas. É uma região de relevo relativamente suave, fortemente condicionado pela tectónica. As colinas calcárias estão cobertas, em grande parte, por vegetação mediterrânica onde se inclui o medronheiro (Arbutus unedo L.), o carrasco (Quercus coccifera L.), o lentisco (Pistacia lentiscus L.), a palmeira anã (Chamaerops humilis L.), o tomilho (Thymus vulgaris L.), as estevas (Cistus sp.), lado a lado com a alfarrobeira, a oliveira, a amendoeira, etc.
As depressões cársicas, cobertas por terra rossa, são objecto de agricultura intensiva, em que as culturas de sequeiro têm vindo a ceder o lugar a culturas de regadio, graças ao recurso cada vez mais generalizado à captação de águas subterrâneas.
Para Sul, o Barrocal dá lugar ao Algarve litoral, região aplanada, cuja altitude não ultrapassa, em geral, os cento e poucos metros.
Esta região é ocupada, em grande parte, por rochas terciárias, destacando-se as rochas carbonatadas miocénicas e os depósitos detríticos pliocénicos. A ocupação humana é intensa pois é nessa região que se concentram as infraestruturas turísticas e a agricultura desenvolvida. E, pois, uma região de grandes consumos de água, que não cessam de aumentar.
O objectivo do presente trabalho foi definir e caracterizar as diversas unidades hidrogeológicas presentes na região referida.
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Procurou-se fazer a caracterização das unidades hidrogeológicas em termos de geometria, características hidráulicas, características hidroquímicas das águas e funcionamento.
Começou-se por estabelecer uma escala litostratigráfica adequada aos objectivos propostos e elaborar cartografia, baseada naquela escala. De facto, ao contrário do Algarve ocidental, cujo estudo já tinha sido objecto de uma dissertação que incluía cartografia geológica, na escala 1/50 000 (Rocha, 1976), não existia cobertura geológica apropriada a estudos de hidrogeologia no Algarve central e oriental. Também a bibliografia geológica regional é muito escassa.
O inventário de pontos de água, foi muitas vezes uma tarefa frustrante, dado o desconhecimento frequente, por parte dos proprietários, das características dos terrenos atravessados pelas sondagens, dos caudais extraídos, etc.. Assim, grande acervo de informações, foi perdido por falta de estruturas e legislação adequadas. A situação conheceu uma melhoria nos últimos anos graças à obrigatoriedade de licenciamento das novas captações, mas a falta de relatórios geológicos de sondagens mantém-se, perdendo-se assim inúmeras informações.
Na caracterização hidráulica das unidades hidrogeológicas recorreu-se, fundamentalmente, a ensaios de caudal e ao estudo da propagação das flutuações de maré nos aquíferos. Também esta tarefa esbarrou com inúmeras dificuldades, dada a raridade de locais apropriados para a sua execução, em condições minimamente aceitáveis.
A caracterização hidroquímica das águas subterrâneas foi efectuada com base em amostragem colhida em várias épocas, abrangendo todas as unidades definidas.
Nesta fase dos estudos apenas se recorreu à determinação dos elementos maiores e de alguns parâmetros fisico-qumímicos. No entanto, deram-se os primeiros passos no sentido de caracterizar a distribuição de alguns oligoelementos.
A caracterização das unidades hidrogeológicas em termos de funcionamento, baseou-se fundamentalmente no estudo da piezometria. Este permite definir as condições de fluxo, a reacção dos aquíferos aos estímulos exteriores, contribuindo, igualmente, para caracterizar o tipo de relações entre as unidades hidrogeológicas.
CAPÍTULO 2
G E O L O G I A
2.1 Enquadramento geológico e evolução da Orla Algarvia
A região estudada inclui terrenos pertencentes a duas unidades geotectónicas diferentes: Maciço Hespérico e Orla Meridional ou Algarvia.
A norte afloram terrenos de fácies marinha dispostos em sucessão tipo flysch, de idade carbónica, fazendo parte da Zona Sul Portuguesa. Esta, por sua vez, faz parte do Ramo Ibérico da Cadeia Hercínica, constituindo a região externa SW do Arco Ibero-armoricano daquela cadeia (Ribeiro et al.,1979).
Os terrenos carbónicos constituem o substrato geral sobre o qual se depositaram sedimentos mais modernos, de idades e fácies variadas que, no seu conjunto, constituem a chamada Orla Meridional ou Algarvia.
Os terrenos carbónicos, de natureza essencialmente xisto-grauváquica, formam dobras apertadas, com xistosidade de plano axial e vergência progressivamente acentuada para SW, à medida que se avança naquela direcção (Julivert et al., 1974, Ribeiro et al., 1979).
A zona Sul Portuguesa tem deformação menos intensa e mais tardia do que as zonas internas da Cadeia Hercínica e nela o metamorfismo e o magmatismo sinorogénico são menos acentuados (Ribeiro et al., 1979).
Na Zona Sul Portuguesa a fase principal de deformação é, pelo menos, pós-Vestefaliano A, visto existir continuidade sedimentar entre o Devónico e o Carbónico
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(Vestefaliano A) (Julivert et al., 1974). Por outro lado os primeiros terrenos conhecidos, nitidamente pós-orogénicos, embora também eles ligeiramente deformados, são os de Santa Suzana, datados do Vestefaliano D.
Um importante levantamento regional tem sido apontado como responsável pela ausência quase total de todo o Pérmico e grande parte do Triásico e, ainda, pela intensa erosão que, segundo Palain, in Mougenot et al.(1979), no Trias superior tinha já decapado a cobertura dos granitos porfiroides tarditectónicos.
Têm sido avançadas duas explicações para o referido levantamento:
- no Pérmico, após uma última fase de compressão importante que afectou a parte ocidental de Portugal, conclui-se a edificação da Cadeia Hercínica. Na zona de colisão deu-se a elevação da crusta por reajustamento isostático (Ribeiro, in Mougenot et al., 1979).
- A partir do Pérmico, deu-se importante extensão, precedendo a abertura da Mesogeia, que provocou um aquecimento da litosfera e sua intumescência (doming) (ibidem).
A esta fase de empolamento segue-se uma fase de distensão durante o Triásico superior e o Liássico.
Os primeiros depósitos mesozóicos são de natureza continental e incluem principalmente conglomerados, mais ou menos grosseiros, arenitos e siltitos que têm, em geral, cor vermelha característica.
Àqueles depósitos seguem-se calcários dolomíticos e evaporitos que indicam o início da invasão da bacia pelo mar. Segundo Jansa e Wade (1975) a presença de evaporitos nas bacias Algarvia, Lusitânica e da Aquitânia testemunha a extensão para oeste do mar de Tetis, durante o fim do Triásico.
Uma flexura importante (Sagres-Alportel) de direcção ENE-WSW, situada provavelmente na continuação da flexura de Quadalquivir (Rocha, 1976), divide a bacia num domínio a norte onde a sedimentação tem carácter mais terrígeno e a deposição de evaporitos está reduzida a pequenas bancadas de gesso e outro a sul, onde se depositou espessa série evaporitica com gesso e salgema.
Uma importante actividade ígnea está relacionada com a distensão atrás referida, e com o rifting subsequente. Em vários locais estão assinaladas escoadas
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de carácter toleítico, filões, brechas e vulcanoclastitos (Romariz et al., 1976; Romariz et al., 1979). Esta actividade é comparável à que se desenvolve em Espanha, Marrocos e no leste dos EUA (Dewey et al., 1973; Manspeizer et al., 1978; van Houten, 1977).
A continuação da subsidência permitiu uma abertura ao mar cada vez mais acentuada. No Sinemuriano já a Bacia Algarvia constitui uma vasta plataforma onde se deposita um complexo carbonatado que compreende, essencialmente, calcários dolomíticos e dolomitos. Os limites desta unidade são provavelmente heterócronos (Rocha, 1976).
A transgressão prossegue com deposição de calcários e calcários margosos com amonoides a ocidente, culminando com as formações pelágicas do Caloviano que afloram no núcleo de algumas estruturas diapíricas a sul da flexura Sagres-Alportel.
A lacuna do Oxfordiano inferior, ou mesmo do Caloviano superior, no Algarve Central (Rocha e Marques, 1979) assinala uma regressão a que se segue a transgressão do Oxfordiano médio. A base deste andar está representada por um nível conglomerático contendo localmente fósseis e nódulos fosfatados, alguns retomados de unidades anteriores.
Apenas no Algarve Central se conhecem depósitos, tipo bacia, com cefalópodes, que se iniciam no Oxfordiano médio (?) (Rocha e Marques, 1979). A sedimentação daquele tipo prossegue no Kimeridgiano inferior. A partir de então, no Algarve Central, a fácies muda para sedimentação de menor profundidade, representada por calcários com estromatoporídeos, calcários coralinos, calcários oolíticos e pisolíticos. Esta série inicia-se por um conglomerado com elementos de quartzo ou, localmente, de calcário.
A fase de rifting assinalada na Orla Ocidental, no Jurássico superior (Mougenot et al., 1979), parece não estar representada no Algarve, embora a existência de um cortejo filoneano no Algarve Ocidental (norte do Cabo de S.Vicente) possa ser considerada uma réplica tardia da referida fase.
Movimentos orogénicos no limite Jurássico-Cretácico estão na origem de importantes variações laterais de fácies e diversas descontinuidades sedimentares (Rey, 1983, Berthou et al., 1983) e são, ainda, responsáveis pela individualização
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de um domínio de sedimentação no Algarve Oriental com fácies de maior profundidade e outro no Algarve Central e Ocidental com fácies menos profunda (Rey, 1983).
Uma regressão, provavelmente de origem eustática, é responsável pela deposição de sedimentos de fácies fluvial e deltaica, wealdeana (Berthou et al., 1983).
A esta fase segue-se uma subsidência progressiva, que afecta sobretudo o Algarve Oriental, durante a qual se depositou espessa série de sedimentos marinhos coroados pelos calcários subcristalinos de Pão Branco que têm sido atribuídos quer ao Cenomaniano (Rey, 1983) quer ao Albiano (Berthou et al., 1983).
A actividade tectónica responsável pelas oscilações que se acabaram de referir poderia ser resultante do início de um limite de placa de acreção-transformação formando as margens NE e W da Placa Ibérica com um ponto triplo a SW da mesma (Dewey et al., 1973). Ribeiro et al. (1979) também se referem à existência de um ponto triplo com a mesma localização, mas situam-no no Malm. Este explicaria o estilo tectónico do Algarve Ocidental com flexuras e falhas em "teclas de piano" segundo as direcções N-S e E-W, traduzindo um estado de tracção da crusta segundo duas direcções principais (ibidem, 1979).
A rotação da Península Ibérica, no final do Cretácico, devido à abertura do Golfo de Gasconha poderia estar na origem da implantação dos Maciços subvulcânicos de Sintra, Sines e Monchique (Ribeiro et al., 1979). Provavelmente na mesma altura deu-se a instalação dos filões e chaminés vulcânicas que cortam o Jurássico superior (Peral, Esteiramantens, etc.) e o Cretácico (Moita Redonda, Ferrarias, etc.).
Não se conhecem terrenos bem datados que correspondam ao período que medeia entre a deposição dos calcários subcristalinos de Pão Branco, que constituem a formação mais alta do Cretácico do Algarve, como foi referido, e a transgressão miocénica.
Alguns terrenos, que pelo seu carácter mais ou menos azóico e pela dificuldade em estabelecer com rigor as suas relações geométricas com os terrenos
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circundantes, não tem sido possível datar, poderiam eventualmente corresponder ao Paleogénico, como acontece com o conglomerado grosseiro com calhaus de arenito cretácico, a Sul de Algoz e o conglomerado da Guia que parece corresponder a uma extensão do anterior, etc.
As formações de idade miocénica ocupam actualmente uma extensão relativamente grande, embora inferior à que teriam tido inicialmente, a avaliar pelos numerosos retalhos dispersos.
As formações marinhas iniciam-se por depósitos carbonatados que ocupam a faixa litoral que se estende entre Lagos e Olhos de Água (Albufeira) constituindo uma plataforma de altitude sensivelmente constante, à volta de 50 m, coberta irregularmente por depósitos detríticos mais modernos. Esta formação foi atribuída ao Helveciano por Choffat (1950) e outros autores (Ferreira, 1951; Rocha, 1971). Recentemente a sua idade foi revista por Antunes et al. (1981) e Pais (1982) que a atribuem ao Aquitaniano (?) e Burdigaliano.
Uma oscilação marinha regressiva foi responsável pela erosão e carsificação desta formação que, posteriormente, foi coberta por uma série essencialmente detrítica de fácies continental (Romariz et al., 1979) com intercalação marinha, onde foi colhida fauna que permitiu Antunes (1979) atribuir esta série ao Langhiano Serravaliano.
Ainda de fácies marinha há que referir as formações de Mem Moniz depositadas em bacia subsidente interior onde também se depositaram outros terrenos de fácies lacustre (Romariz et al., 1979, Pais, 1982).
As formações mais altas afloram no Algarve Oriental (Cacela) e são constituídas por camadas detríticas cuja fauna permitiu considerá-las do Tortoniano terminal e Messiniano (Pais, 1982).
Os depósitos culminantes que correspondem ao Quaternário são de natureza essencialmente detrítica apresentando a sua maior extensão junto do litoral. Entre eles conhecem-se areias vermelhas, brancas e de duna, aluviões e terraços.
No interior são sobretudo importantes os depósitos de terra rossa que cobrem o fundo de algumas depressões cársicas, e, localmente, alguns terraços e aluviões fluviais.
-11- 2.2 Litostratigrafia
Os trabalhos sobre a Geologia do Algarve, publicados até ao início dos nossos estudos em 1976 são em número relativamente reduzido.
A cartografia geológica mais pormenorizada existente até àquela data era a fornecida pela Carta Geológica do Algarve na escala 1:100 000 (edição provisória) da responsabilidade dos S.G.P.
De entre os trabalhos sobre a estratigrafia e a tectónica do Algarve destacam--se os de C. Bonnet (1850), P. Choffat (1887), J. Pratsch (1958) e, mais recentemente, R. B. Rocha (1976), que se ocupou da estratigrafia e paleontologia do Jurássico do Algarve Ocidental. Este autor inclui no seu trabalho uma síntese das obras publicadas anteriormente.
Nos últimos anos, os estudos sobre a Geologia e Estratigrafia do Algarve conheceram um notável incremento destacando-se os trabalhos de C. Palain (1976), sobre as unidades de base do Mesozóico, B. Marques (1983), que se ocupa do Oxfordiano e Kimeridgiano do Algarve Oriental, Antunes et al. (1981) que revêem o Miocénico Algarvio e propõem novas unidades, Berthou et al. (1983) e Rey (1983) que sintetizam os conhecimentos actuais sobre a estratigrafia do Cretácico algarvio.
Devem mencionar-se, também, os relatórios da Companhia Portuguesa de Petróleos (C.P.P.) da autoria de P. Riché (1962) e B. Parant (1963), ainda que inéditos.
De entre os autores que se ocuparam da morfologia do Algarve destacam-se Lautensach (1937), Gouveia (1938) e Feio (1951) em cujos trabalhos se encontram também referências à geologia e tectónica algarvias.
Nos últimos anos vieram a público muitos trabalhos, quase sempre de índole mais especializada, versando problemas estratigráficos, paleontológicos, hidrogeológicos, etc. Alguns desses trabalhos serão referidos em devido tempo.
Os trabalhos de reconhecimento geológico levados a cabo pela equipa do Centro de Geologia da Universidade de Lisboa contribuíram para melhor conhecimento da Geologia algarvia, destacando-se a descoberta de: importantes episódios vulcano-sedimentares (Romariz et al., 1976, Romariz et al., 1979), de
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uma nova fácies do Miocénico (Romariz et al., 1979), de uma jazida de vertebrados de importância decisiva para a datação de uma formação miocénica (Romariz et al., 1979) e de uma formação paleozóica "pós-tectónica" (Almeida e Carvalho, 1983), etc.
Quando se iniciaram os trabalhos para o estudo hidrogeológico do Algarve central tornou-se de imediato evidente a necessidade de elaborar uma escala litostratigráfica adequada aos objectivos propostos. Foi necessário realizar, igualmente, uma cartografia em escala apropriada (1:50 000), usando as unidades litostratigráficas definidas previamente.
As unidades adoptadas que serão descritas seguidamente, foram representadas numa coluna litostratigráfica sintética (Fig. 2.1).
2.2.1 Formação de Mira (Viseano-Namuriano)
Esta unidade constitui o substrato geral das formações mesozóicas algarvias, para leste de S. Bartolomeu de Messines.
O contacto faz-se por discordância angular, bem visivel por exemplo em Cardosal (1500 m a N de Querença) ou é tectónico.
Esta unidade é constituída por uma sucessão espessa de xistos argilosos e grauvaques, em leitos alternantes. As rochas de outros tipos têm escassa representação e não foram observadas na região estudada.
A presença de Goniatites granosus, na base da formação e de Reticuloceras superbilingue nas camadas terminais, permitem situá-la entre o topo do Viseano e o Namuriano Superior (Oliveira et al., 1979, Oliveira, 1983).
Estes terrenos encontram-se fortemente tectonizados dispondo-se em dobras apertadas, intensamente falhadas e recortadas por filões de quartzo.
O metamorfismo que afecta esta unidade é de grau muito baixo, não ultrapassando a fácies zeolítica (Munhá, J., 1983).
O contacto com os terrenos mesozóicos é muitas vezes anormal, assinalando--se cavalgamentos perto de Querença, Clareanes, etc.
Apenas num local (2 km a leste de Tor) se observou uma formação de idade provavelmente paleozóica localizada entre a Formação de Mira e o mesozóico.
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As dimensões do afloramento são muito reduzidas e as relações com os terrenos sobrejacentes são pouco claras, pois o vale da Ribeira de Algibre interrompe a sequência.
A sucessão ali observada é a seguinte (Almeida e Carvalho, 1983): 1- xistos argilosos e grauvaques com atitude N10W, 65 NE
2a - conglomerado compacto de cor escura
2b - arenito cinzento, com intercalação de material pelitico (atitude N50W, 35SW)
3 - rocha eruptiva básica, separada das camadas anteriores por uma superfície irregular (lacuna de erosão ?)
interrupção devido à passagem da Ribeira de Algibre 4 - rocha eruptiva básica
5 - calcários folhetados e dolomitos em bancadas espessas (AB3 de Palain, 1976)
6 - complexo vulcano-sedimentar (Fig. 2.2).
Fig. 2.2 – Perfil geológico esquemático entre a estrada Tôr-Querença e Quinta da Umbria. (1) Formação de Mira; (2) Conglomerados e arenitos “pós-tectónicos”; (3) Rocha eruptiva básica; (4) Dolomitos (AB3); (5) Complexo vulcano-sedimentar
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Embora a rocha eruptiva básica pareça assentar sobre uma superfície de erosão, não se exclui a hipótese de se tratar de uma soleira. Esta hipótese é, aliás, mais conforme com a petrografia da rocha básica existente na margem esquerda da Ribeira do Algibre (Quinta da Umbria): rocha granular de tipo gabro, essencialmente plagioclásica e augítica, aparentemente sem feldspatóides (*).
No entanto, a referida interrupção não permite afirmar com segurança se se trata da mesma rocha numa e noutra margem.
O conglomerado (2a) de matriz arenitica é constituído por clastos rolados de quartzo filoneano, de quartzito, de microquartzito, de grauvaque e de xisto.
O arenito (2b) é de grão fino a médio, essencialmente quártzico com grãos rolados e subrolados. O cimento é constituído por um cherte algo limonítico (Almeida e Carvalho, 1983).
Intercalado no arenito observa-se um argilito constituído por fracção detrítica quártzica, extremamente fina, argilosa, chertificada e impregnada de hematite.
A fracção argilosa destes três tipos litológicos, obtida após desagregação mecânica, é quase exclusivamente caulinitica (ibidem), contrastando com a composição argilosa das rochas do Culm, fundamentalmente ilítica.
A petrografia e sedimentologia desta unidade fornece resultados muito semelhantes aos que foram obtidos no designado Autuniano do Buçaco (Pires, R.G., 1972). Esses resultados indicam condições ambientais compatíveis com o tipo de clima normalmente atribuído ao final do Carbónico e inicio do Pérmico.
O facto desta formação assentar discordantemente sobre o Culm e de apresentar características petrográficas e sedimentológicas distintas das formações Triásicas, levou a considerá-la uma formação pós-tectónica de idade provavelmente ante-triásica, ou seja, do Carbónico superior ou Pérmico.
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Já anteriormente Riggins, L. (1949) assinalara a presença, na base do Monte Castelhano (Tor), dum conglomerado que pensa poder tratar-se do Pérmico.
Cabe aqui recordar a presença em Marrocos de arenitos e conglomerados com vegetais do Autuniano localizados entre o soco hercínico e o Triásico (van Houten, 1976, Manspeizer et al., 1978).
2.2.2 Formação dos Grés de Silves (Triásico superior + Hetangiano)
Os depósitos da base do mesozóico incluem conglomerados, arenitos, siltitos, argilitos, margas, finos leitos dolomíticos e dolomitos em bancadas espessas. Assinala-se, igualmente, a presença de rochas eruptivas básicas, brechas vulcânicas e rochas piroclásticas.
Na base encontram-se quer conglomerados grosseiros, poligénicos, quer argilitos vermelhos ou vermelho-arroxeados.
Esta formação pode-se subdividir em três membros (Manuppella et al., 1984): 1 - Arenitos de Silves
2 - Complexo margo-carbonatado de Silves 3 - Complexo vulcano-sedimentar
2.2.2.1 Arenitos de Silves
O limite superior desta unidade é definido por Rocha (1976) com base em critérios cartográficos correspondendo à passagem entre os arenitos vermelhos e os pelitos vermelhos e verdes sobrejacentes. Essa passagem é, aliás, sublinhada no terreno por uma rotura de declive (Palain, 1976, p. 120).
Uma superfície de abarrancamento permite considerar duas subunidades (Palain, 1976): a da base compreende um nível greso-conglomerático de base e pelitos em camadas espessas interstratificados com camadas finas de siltito e de dolomito (Unidade AA, Palain, 1976), a superior é constituída por arenitos com estratificação oblíqua (Termo AB1, Palain, 1976).
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Fósseis de branquiópodes (Euestheria) encontrados na parte superior dos arenitos permitem datá-los do Keuper (Triásico superior).
A unidade AA, essencialmente pelítica na parte ocidental do sector Alte-Querença, diminui de espessura para leste, desaparecendo a oriente de Alte pelo que, a partir daí, o termo AB1 repousa directamente sobre o soco (Palain, 1976, p. 135).
2.2.2.2 Complexo margo-carbonatado de Silves
O limite inferior desta unidade já foi definido no número anterior. O limite superior é constituído pelo complexo vulcano-sedimentar.
A unidade engloba duas subunidades, a saber:
Na base - terrenos essencialmente argilo-siltosos com algumas camadas areníticas e dolomíticas (Termo AB2, Palain, 1976)
No topo - dolomitos cinzentos, cristalinos, de grão fino e calcários margosos dispostos em bancadinhas muito finas (calcários folhetados contendo uma fauna de fácies salobra (Choffat, 1887). Os dolomitos apresentam-se dispostos em bancadas espessas bem delimitadas (Termo AB3, Palain, 1976).
Localmente, observam-se imediatamente abaixo das bancadas dolomíticas, calcários micríticos e calcarenitos pseudoolíticos cinzentos, contendo impregnações de malaquite e de azurite (Vale de Alcaide, 3 km a N de Querença).
Segundo Palain (1976) o termo AB3 constituiria camada de referência contínua em todo o Algarve. Esta afirmação é contestada por Rocha (1976).
Segundo este autor a referida unidade teria carácter lenticular. Nalguns locais a sua ausência seria devido à tectónica ou a estar coberta pelo Terciário.
No centro do Algarve verifica-se a correcção destas observações. Pode-se acrescentar que em vários locais como Rocha de Messines, Rocha da Pena (estrada para Sarnadas) a unidade AB3 é interrompida por intrusões eruptivas.
Palain (op. cit.) refere a presença de rochas verdes (doleritos) intercaladas na série superior (topo dos arenitos de Silves). Na realidade observa-se a presença destas rochas noutras posições.
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Assim, entre S. Bartolomeu de Messines e Querença, o dolerito encontra-se, em geral, intercalado entre as bancadas dolomíticas do topo do AB3 e o complexo vulcano-sedimentar sobrejacente. No entanto, também se pode encontrar o dolerito sob os calcários folhetados como acontece na Quinta da Umbria já referida anteriormente.
Mais para leste observa-se geralmente a presença de dolerito localizado entre os calcários folhetados e as bancadas dolomíticas (Vale do Boto, etc.).
Em suma, pode observar-se a presença da rocha dolerítica no topo da unidade de AB2 e dentro ou sobre a unidade AB3 (Ribeiro et al., 1979).
A datação absoluta de uma amostra desta rocha proveniente do Algarve Oriental forneceu uma idade de 188 MA situando-a no Hetangiano (Portugal Ferreira e Macedo, 1977).
2.2.2.3 Complexo vulcano-sedimentar
Às bancadas dolomíticas do termo AB3, ou à rocha dolerítica, sucede-se um complexo constituído por margas bicolores, localmente gipsíferas ou salíferas, brechas e tufos vulcânicos com escoadas intercaladas.
Localmente observam-se diques cortando este conjunto e os termos anteriores (Estrada Alte-Sarnadas, Querença, etc.).
Romariz et al. (1976) chamaram a atenção para a importância destes episódios vulcano-sedimentares. Nesse trabalho registam-se algumas ocorrências mais importantes a que foram posteriormente acrescentadas outras (Romariz et al., 1979).
As brechas vulcânicas contêm abundantes clastos de rochas eruptivas e sedimentares tendo-se, numa inventariação sumária, verificado a presença de arenitos vermelhos e margas da unidade Arenitos de Silves, dolomitos compactos do termo AB3 e doleritos.
Nalguns locais (Estrada Benafim-Sarnadas, 800 m a S da Quinta do Freixo) observa-se a presença de blocos de tufos vulcânicos englobados na brecha o que demonstra a existência de mais do que uma fase de vulcanismo explosivo.
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Aliás no mesmo local é evidente a presença, lado a lado, de duas brechas que, apesar do elevado grau de alteração, se pode afirmar pertencerem a episódios distintos.
O tamanho dos clastos é variável, atingindo em certos pontos diâmetros da ordem de 0,5 m (Rocha de Soidos, Querença, Rocha da Pena, etc.). Umas vezes a brecha vulcânica corresponde a uma rocha piroclástica grosseira, notando-se uma estratificação e granulotriagem, outras corresponde a chaminés vulcânicas. Em mais do que um local verifica-se a interrupção das bancadas dolomíticas do termo AB3 pela passagem da brecha vulcânica (Rocha de Messines, Rocha da Pena, etc.).
Relacionado com estes episódios de vulcanismo está a presença de uma série espessa de rochas piroclásticas onde se intercalam por vezes escoadas de basaltos com vesículas preenchidas por calcite e camadas finas de argilitos.
Estes aspectos podem observar-se entre Corcitos e Portela (2 km a N de Querença), entre Cardosal e Querença (Fig. 2.3) e em Alte.
A presença de camadinhas de argilitos indica pausas na actividade vulcânica.
Fig. 2.3 – Perfil geológico entre Vale Alcaide e Querença. (1) Formação de Mira; (2) Arenitos de Silves; (3) Dolomitos (AB3); (4) Doleritos; (5) Complexo vulcano-sedimentar; (6) Calcários e dolomitos; (7) Falha
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O complexo vulcano-sedimentar termina por uma camada de conglomerado grosseiro, de matriz muito alterada, de significado desconhecido. Nalguns locais parece tratar-se de uma rocha piroclástica, como acontece por exemplo, na Rocha de Messines. Porém, em muitos outros locais, a alteração não permite caracterizar esta rocha.
A sua presença parece constante, pelo menos no Algarve Central, e a espessura pode atingir cerca de 20 a 25 m nalguns pontos (Alte, Querença).
Quanto ao complexo vulcano-sedimentar subjacente a sua espessura pode atingir cerca de uma centena de metros (Soidos).
2.2.3 Calcários e dolomitos da Picavessa (Liássico)
Esta unidade assume grande importância na região estudada, pela extensão e pelo papel na morfologia do Barrocal algarvio. De facto quase todos os relevos mesozóicos situados a Norte da Ribeira do Algibre, são constituídos, ou coroados, por rochas desta unidade. Citam-se entre outras a Rocha de Messines, o Espargal, a Serra da Picavessa e a Rocha Amarela.
Os afloramentos desta formação ocorrem de forma praticamente contínua, para oeste duma linha entre Tôr e Salir, sendo limitados a sul pela Ribeira de Algibre. Para leste de Tôr o limite faz-se muitas vezes por falha observando-se o contacto directo dos calcários e dolomitos de Picavessa com os xistos e grauvaques da Formação de Mira.
A litologia predominante inclui dolomitos cálcicos rosados ou brancos, sacaróides, calcarenitos oolíticos brancos e calcários compactos brancos e cinzentos.
A dolomitização parece irregular, sendo em muitos casos, incipiente. A análise dolomimétrica de 51 amostras colhidas na unidade em epígrafe forneceu os seguintes resultados (Crispim, 1982):
41,1% de calcários (dolomite < 5%)
15,7% de calcários magnesianos (dolomite entre 5 e 10%) 11,8% de calcários dolomíticos (dolomite entre 10 e 50%) 31,4% de dolomitos cálcicos (dolomite entre 50 e 90%)
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Parece sobressair claramente a inexistência de dolomitos s.s. e a preponderância dos calcários que ocupam uma extensão muito maior que os dolomitos cálcicos.
Na base da formação existe, em geral, um conglomerado poligénico, constituído por elementos de calcários de vários tipos (calcários brancos compactos, calcários rosados, calcários oolíticos, calcários cinzentos, dolomitos, etc.) cimentados por um cimento calcário. Afloramentos deste conglomerado, que é designado localmente por Olho de Sapo, observam-se na Rocha da Pena, Alte, Picavessa, etc. Este conglomerado assenta em discordância erosiva (Alte, Messines) sobre o conglomerado que coroa o complexo vulcano-sedimentar.
Segundo Manuppella et al. (1984) a formação seria constituída por três subunidades: na base, dolomitos; seguem-se calcários calciclásticos, microcristalinos, oolíticos e bioconstruídos; e finalmente, de novo dolomitos. No entanto, na Rocha da Pena, a sequência que observámos inicia-se com o referido conglomerado a que se seguem calcários compactos cinzentos e só depois surgem os dolomitos.
As fontes responsáveis pelos elementos observados no conglomerado, ou foram totalmente desmanteladas antes da sua deposição, ou situam-se noutra região, verosimilmente a Sul, encontrando-se cobertas por formações estratigraficamente mais altas. De facto abaixo daqueles conglomerados apenas se conhecem as camadas de calcários do terreno AB3, que têm características diferentes.
Os calcários e dolomitos da Picavessa foram atribuídos ao Sinemuriano por Choffat (1887) com base em fauna recolhida no Algarve Oriental (S. Bartolomeu) que considerou semelhante às faunas liássicas do Algarve Ocidental e dos terrenos a Norte do Tejo. Esta datação tem sido seguida por diversos autores que estudaram a estratigrafia do Algarve (Rocha, 1976, Riché, 1962, etc.).
Apenas Pratsch (1958) contesta aquela atribuição apresentando argumentos a favor da hipótese dos terrenos terem idade Kimeridgiana.
Para Manuppella et al. (1984) os calcários e dolomitos da Picavessa enquadram-se no Liásico, podendo o topo atingir o Liásico Superior.
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A espessura desta unidade é difícil de determinar pois não se conhece a sequência com rigor e, além disso, as dolomias são habitualmente maciças o que não permite a determinação da atitude.
Parant (1963) no corte de Bensafrim-Portelas atribui, a esta unidade, espessura de 480 m.
Em Alte, onde a sequência é interrompida por uma falha pode-se determinar uma espessura de 360 m entre a base e a referida falha o que significa que neste sector a espessura é superior a 360 m.
Manuppella et al. (1984) embora reconhecendo a dificuldade de avaliar a espessura desta formação, devido aos dobramentos e fracturação a que foi sujeita, atribuem um valor entre 300 e 500 m.
2.2.4 Calcários do Guilhim (Dogger/Batoniano ? )
No núcleo do anticlinal de Guilhim afloram conglomerados poligénicos constituídos fundamentalmente por elementos calcários de vários tipos, passando gradualmente a calcarenitos. Seguem-se calcários compactos com leitos siliciosos, calcários compactos com nódulos siliciosos e calcarenitos oolíticos.
Esta formação é atribuída ao Batoniano (Manuppella et al., 1984; Choffat, 1887).
Sobre os calcários e dolomitos da Picavessa afloram por vezes calcários brancos compactos e calcarenitos oolíticos que se poderão atribuir a esta formação. Um dos afloramentos mais extensos pode ser observado entre Valérios e Amendoeira, cerca de 5 km a SW de Messines.
2.2.5 Margas do Telheiro (Dogger/Caloviano)
Esta formação pode ser observada entre Sta. Bárbara de Nexe e Estoi onde assenta sobre os calcarenitos oolíticos do Dogger.
É constituída por margas acinzentadas com pequenos leitos de calcários
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compactos castanho-avermelhados (Rocha e Marques, 1979), terminando por calcários margosos compactos cada vez mais carregados de detritos para o topo, onde há intercalações areníticas (ibidem).
2.2.6 Margas e Calcários Margosos do Peral (Malm/Oxfordiano-Kimeridgiano)
Esta formação constituída fundamentalmente por calcários margosos, margas cinzentas a esverdeadas, calcários com nódulos siliciosos e conglomerados ocupa grande extensão no Algarve Central. Os afloramentos mais meridionais situam-se na região de Albufeira. Os afloramentos mais extensos são os localizados no núcleo de anticlinais como em Loulé, no Guilhim, no Areeiro, no Montinho, etc.
Pratsch (1958) refere, num corte efectuado no bordo Sul do anticlinal de Arneiros, entre um ponto situado a 700 m a Este do v.g. Areeiro 147 e um ponto situado a 700 m a Norte de Vale Formoso, as seguintes camadas:
1 - calcários margosos 100 m
2 - calcários com nódulos siliciosos 20 m 3 - conglomerado calcário 2 m
4 - margas e calcários 8 m
5 - calcários cinzentos, finamente oolíticos em camadas de 0,5 a 1 m, alternando com margas arenosas cinzentas 14 m
6 - margas muito semelhantes a 4, cinzentas esverdeadas com glauconite, bocados de carvão e camadas finas de arenito 180 - 200 m
O referido autor atribui o primeiro conjunto ao Oxfordiano inferior, as camadas 2 a 4 ao Oxfordiano superior e as restantes ao Kimeridgiano inferior.
Segundo Manuppella et al. (1984) quer o limite superior, quer o limite inferior são heterócronos, atribuindo aqueles autores a formação ao intervalo Oxfordiano médio (?) - Kimeridgiano inferior.
Parant (1963) atribui a esta formação uma espessura de 350 m (Guilhim), idêntica à proposta por Pratsch (1958). No Algarve Oriental foi determinada uma
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espessura de 310 m num afloramento situado na região de Tavira (Silva, M.O., 1984). Aquele valor é um pouco inferior ao determinado na região de Montinho (NW de Loulé); nesse local a espessura é de cerca de 400 m. Nesta formação são comuns os fenómenos de slumping: Loulé, Cruz Assumada, etc.
2.2.7 Calcários e dolomitos do Escarpão (Kimeridgiano - Portiandiano)
Esta unidade de grande espessura é constituída fundamentalmente por calcários compactos e dolomitos. Na base da unidade são comuns calcários contendo nódulos e fósseis siliciosos a que a alteração confere aspecto característico.
A sequência geralmente inclui, de baixo para cima: conglomerados quartzosos, calcários compactos com fósseis siliciosos (Polipeiros, Estromatoporídeos, radíolas de Crinóides, etc.); calcários compactos com nódulos siliciosos; calcários pisolíticos; calcários compactos; calcários oolíticos; dolomitos rosados ou amarelados, por vezes sacaróides; calcários oolíticos; calcários compactos um pouco margosos, brancos ou cinzentos com Nerineídeos e outros fósseis, com intercalações margosas.
Os cortes mais representativos desta unidade são os de S. João da Venda-Loulé (Choffat, 1887, Pratsch, 1958) e o do Escarpão.
No corte do Escarpão observou-se a sequência seguinte:
Descrição de campo Lâmina delgada
1 Conglomerados mais ou menos grosseiros e arenitos
2 Calcários cinzentos com Polipeiros Esparito com óolitos raros, Foraminíferos, grãos de quartzo detrítico
3 Calcários castanhos com Polipeiros, Biomicrito com grãos de quartzo e quartzito, palhetas fecais, fragmentos de Lameli-brânquios, Briozoários, etc.
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4 Calcários rosados fossilíferos Biomicrito com Coraliários
5 Calcários amarelados com Polipeiros Calcarenito de cimento micrítico passando a esparítico com intraclastos, oólitos, palhetas fecais, fragmentos de conchas, Forami-níferos, Briozoários, etc.
6 Calcários castanho-claros, compactos Biomicrito com fragmentos de conchas e algas
7 Calcários castanho-claros, pisolíticos, muito fossilíferos (Ostreídeos, Crinóides, etc.)
Calcarenito com intraclastos, com cimento esparitico, fragmentos de conchas e Foraminíferos
8 Calcários compactos, castanho-acinzentados
Micrito
9 Calcários compactos, castanho-claros Calcarenito de cimento micrítico com palhetas fecais, miliolídeos, etc. Parcialmente dolomitizado.
10 Calcários castanho-rosados Esparito
11 Dolomitos sacaróides
12 Calcários compactos, castanho-claros Micrito
13 Calcários compactos, castanho-claros Calcarenito pseudoolítico com cimento micrítico passando a esparítico com algas, Miliolídeos, etc.
14 Calcários compactos, castanho-claros com Polipeiros
Calcarenito pseudoolítico com cimento micrítico com algas
15 Calcários compactos, castanho claros com Polipeiros
Calcarenito pseudoolítico com cimento micrítico, com algas, Miliolídeos, etc.
16 Calcários cinzento-azulados, amare-lados por alteração, alternando com margas
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17 Calcários compactos, castanho-acinzentados
Biomicrito com Textularídeos, Miliolídeos, fragmentos de conchas, espículas, algas, etc.
18 Calcários margosos, castanho-amarelados
Biomicrito ferruginoso com
Anchi-spirocyclina, Choffatella, etc.
19 Calcários compactos, castanho-claros Biomicrito com Choffatella, Anchi-spirocyclina, Salpingoporella, Miliolídeos,
Textularídeos, etc.
20 Calcários compactos, castanho-claros Micrito
21 Calcários bioclásticos, castanho-claros Biomicrito com oólitos raros e palhetas fecais, com Salpingoporella, Nautiloculina, Briozoários, fragmentos de conchas, etc.
22 Calcários compactos, acinzentados, fossilíferos
Calcarenito pseudoolítico com cimento micrítico passando a esparítico com fragmentos de gastrópodes, espículas, Briozoários, Miliolídeos, Textularídeos,
Nautiloculina, algas, etc.
23 Calcários compactos, fossilíferos, castanho-rosados
Biomicrito com fragmentos de conchas, Miliolídeos abundantes, Gastrópodes,
Anchispirocyclina, etc.
24 Calcários róseos passando a calcários cinzentos
Biomicrito com algas abundantes, conchas, Miliolídeos, Texturalídeos, Anchispirocyclina, etc. passando por vezes a microsparito dolomitizado com fantasmas de fósseis
O referido corte inicia-se na margem direita da Ribeira de Quarteira, estendendo-se até Ferreiras.
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No corte de S. João da Venda, Choffat (1887) não assinala a presença do conglomerado na base desta unidade, referindo-o, no entanto, na Cruz Assumada.
Nalguns locais observa-se a passagem lateral dos calcários pisolíticos (C-7) a conglomerados ou calcários conglomeráticos. Estes quando desagregados dão origem a cascalheiras que podem ser confundidas com terraços (Castelo de Paderne, Almarjões, NW de Loulé, Vale de Telheiro).
O conglomerado da base nalguns locais, como por exemplo em Abelheira (Boliqueime), pode ter clastos de natureza calcária.
A dolomitização que afecta algumas camadas desta formação pode ter importância e posição variáveis, observando-se por vezes extensas manchas de dolomitos, cujos limites não concordam com os limites das camadas, como por exemplo na região de Pinhal (NE de Albufeira), perto do Cerro da Cabeça (Moncarapacho), etc.
Perto deste local, um corte começando na estrada para a Foupana, dirigindo--se para S, mostra a sequência:
1- margas e calcários margosos, com Amonoides (Margas e calcários margosos do Peral)
2- calcários compactos, cinzentos, por vezes com fósseis siliciosos 3- calcários compactos, cinzentos, com oncólitos
4- calcários com nódulos siliciosos 5- calcários com polipeiros siliciosos
6- calcários compactos, fossilíferos, cinzentos ou rosados 7- dolomitos
Os calcários e dolomitos do Escarpão formam alguns relevos importantes como os cerros da Cabeça, da Águia, da Cabeça Gorda, etc. Nelas se desenvolvem formas cársicas importantes.
A espessura determinada entre Altura e Ponte da Velha Sara é de cerca de 650 m. Este valor concorda com as espessuras propostas por Parant (1963) e Riché (1962).
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2.2.8 Arenitos de Sobral (Berriasiano - Valanginiano inferior)
Os terrenos cretácicos distribuem-se, na área estudada por três afloramentos principais: o da Guia que se prolonga desta localidade à Patã, passando por Ferreiras; o de Mem Moniz localizado entre esta povoação e Tunes e o de S. João da Venda que se prolonga até Fonte Santa, passando por Almancil.
Os calcários com Anchispirocyclina lusitanica que culminam a formação descrita anteriormente, foram considerados por diversos autores (Rocha & Marques, 1979, Rey, 1983, Berthou et al., 1983) como representando o final do Jurássico (Portlandiano). A estes calcários segue-se, no Algarve Central (Porches), uma série essencialmente margosa (margo-calcários purbeckianos, calcários gravelosos com Trocholina; Rey, 1983) e em S. João da Venda calcários oolíticos com Trocholina.
Aos calcários com Trocholina sucedem-se depósitos detríticos que serão aqui designados por Arenitos de Sobral (Algarve Central) e Arenitos de Troto (Algarve Oriental).
Nos afloramentos de Mem Moniz e da Guia está ausente, ou muito condensada, a sequência carbonatada que antecede os depósitos detríticos.
A formação Arenitos do Sobral é constituída essencialmente por conglomerados, arenitos e argilitos de cor avermelhada ou violácea.
Nos afloramentos da Guia e de Mem Moniz são frequentes as incrustações e concreções ferruginosas.
Localmente (por exemplo a 1 km a Norte do Hotel Monte Choro) a série detrítica termina com uma bancada de arenito muito duro, como cimento silicificado.
No afloramento de Mem Moniz foi identificada, na base dos Arenitos de Sobral, uma associação palinológica correspondente ao Berriasiano - Valanginiano inferior (Berthou et al., 1983).
A espessura dos Arenitos de Sobral na região da Guia e de Mem Moniz é de cerca de 30 metros.
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2.2.9 Arenitos de Troto (Hauteriviano terminal (?) - Barremiano)
Esta formação aflora entre a estação de caminhos de ferro de Almancil, a norte de S. João da Venda, e a povoação de Almancil.
As características litológicas são semelhantes às da formação descrita anteriormente: conglomerados, arenitos e argilitos vermelhos e violáceos.
No entanto, não há sincronismo entre as duas formações sendo os Arenitos de Troto atribuídos ao Barremiano provável (Rey, 1983) ou ao Hauteriviano terminal - Barremiano superior (Berthou et al. 1983).
Estas datações implicam a existência de uma lacuna correspondente a todo o Valanginiano e à maior parte, ou à totalidade, do Hauteriviano, dado que os calcários com Trocholina, que antecedem aquelas formações, são atribuídos ao Berriasiano (Rey, 1983, Berthou et al., 1983).
A espesssura dos Arenitos de Troto, na região de S. João da Venda é de cerca de 150 metros.
Entre S. Lourenço e Troto localizam-se vários barreiros de onde são explorados níveis argilosos para cerâmica (Barros de Almancil).
2.2.10 Margas e Calcários Margosos de S. João da Venda (Barremiano - Apciano) Sob esta designação incluímos uma sequência essencialmente margosa que assenta, no Algarve Central sobre os Arenitos de Sobral, e no Algarve Oriental sobre os Arenitos de Troto.
No Algarve Central esta série inclui: uma sequência de margas cinzentas, verdes ou violáceas, arenitos finos, dolomitos e calcários margosos (margas com Choffatella pyrenaica, margas com Choffatella decipiens, Rey, 1983); a esta seguem-se margas, alternando com calcários esparíticos (camadas com Palorbitolina, ibidem); argilas multicores com intercalações de arenitos finos, vermelhos e róseos (margas da Luz, ibidem); margas verdes e calcários margosos (calcários margosos de Porto de Mós, ibidem).
No corte de S. João da Venda, apenas estão presentes as camadas com Palorbitolina e as seguintes. Tal facto deve-se ao diacronismo da formação detrítica subjacente que, como se referiu, no Algarve Central é mais antiga.
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Na região de Albufeira os terrenos margo-carbonatados ocupam extensão relativamente reduzida, não se observando a sequência completa, ao invés do que acontece em S. João da Venda onde ocupam maior extensão do que os arenitos e argilitos subjacentes. Para sul daquela povoação os terrenos cretácicos mergulham sob o Terciário.
Para Rey (1983) a idade dos terrenos que incluímos na designação em epígrafe está compreendida entre o Barremiano e o Clansayesiano - Gargasiano enquanto que Berthou et al. (1983) consideram as camadas da base de idade mais recente (Barremiano terminal).
No corte de Estoi-Pão Branco onde se observa a sequência mais completa do Algarve, em terrenos cretácicos, à série margosa segue-se uma série carbonatada que inclui calcários e dolomitos: calcários e dolomitos de Caliços, dolomitos de Chão da Cevada, calcários cristalinos de Pão Branco, Rey (1983), Manuppella et al. (1984).
Estas formações são exploradas como aquíferos a NE de Faro, mas não afloram na área estudada neste trabalho, pelo que não se consideram.
A espessura dos terrenos margo-calcários no Algarve Central não alcança uma centena de metros, enquanto que em S. João da Venda ultrapassa os 300.
2.2.11 Calcários lumachélicos da Praia da Rocha (Burdigaliano)
Esta formação aflora desde a Praia de Porto de Mós, a W de Lagos até à Praia dos Olhos de Água.
Para leste desta praia, apenas afloram pequenos retalhos, embora relatórios de sondagens assinalem a sua presença sob formações detríticas mais recentes.
Os calcários lumachélicos da Praia da Rocha são constituídos essencialmente por calcarenitos, calcários, calcários lumachélicos e arenitos de cimento carbonatado. Aflora sobretudo junto do litoral, constituindo uma plataforma cuja altitude média se situa entre 50 e 60 m. A erosão marinha ao actuar sobre esta formação originou aspectos morfológicos extremamente belos, visíveis por exemplo na Ponta da Piedade, Praia da Rocha, Ponta da Galé, etc.
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Entre a macrofauna abundante dos calcários lumachélicos predominam os Lamelibrânquios (Ostreídeos, Pectinídeos, etc.), Briozoários e Equinodermes.
Num corte efectuado a 500 m para E da Praia da Balaia Baptista (1979) descreve a seguinte sucessão:
C1 - calcário conquífero, por vezes lumachélico, amarelado, contendo fragmentos de lamelibrânquios e equinodermes e moldes de equinodermes, gastrópodes e lamelibrânquios. A superfície superior da camada é ondulada;
C2 - arenito carbonatado pouco fossilífero - 0,8 m; C3 - calcário amarelado muito semelhante a C1.
As superfícies superior e inferior da camada são onduladas - 1 m; C4 - calcário muito arenoso, amarelado, pouco fossilífero - 0,9 m;
C5 - calcário nodular amarelado, contendo numerosos moldes de lamelibrânquios. Espessura variável.
A esta camada seguem-se arenitos mio-pliocénicos que contactam em discordância por abarrancamento.
A espessura dos calcários lumachélicos da Praia da Rocha não deve ultrapassar os 80 m, na região entre Albufeira e Ribeira de Quarteira. Para Leste, a espessura aumenta muito podendo, de acordo com relatórios de algumas sondagens para captação de água, alcançar cerca de 180 m. O facto indica subsidência acentuada deste sector durante o Miocénico.
Neste sector a litologia continua a ser dominada pela presença de calcários arenosos fossilíferos, arenitos carbonatados e biocalcarenitos. Notam-se algumas intercalações argilosas.
Os calcários lumachélicos da Praia da Rocha têm sido atribuídos ao Helveciano, com base na sua fauna malacológica, especialmente nas associações de pectinídeos, por comparação com as formações miocénicas de Lisboa (Ferreira, O.V., 1951).
Antunes et al. (1981) com base em foraminíferos planctónicos recolhidos nesta formação, atribuem-na ao Burdigaliano, admitindo que a parte superior possa atingir o Langhiano.
-32- 2.2.12 Formações detríticas mio-plio-quaternárias
Aos Calcários lumachélicos da Praia da Rocha descritos anteriormente, sucedem-se depósitos detríticos de várias índoles.
De baixo para cima, podem distinguir-se quatro unidades: a) Arenitos da Praia da Falésia (Serravaliano ? - Langhiano ?) b) Arenitos vermelhos, com lentículas conglomeráticas e argilosas (Pliocénico ?)
c) Areias claras (Quaternário)
d) Aluviões e terraços fluviais (Quaternário) Arenitos da Praia da Falésia
Para Leste da praia de Olhos de Água os Calcários lumachélicos da Praia da Rocha desaparecem sob espessa camada de areias de tonalidades predominantemente claras, que formam grande parte da arriba que dali se prolonga até à depressão aluvionar da várzea da Ribeira de Quarteira.
O contacto faz-se por discordância erosiva bem visível na extremidade Leste da praia de Olhos de Água. A partir daí, a presença da formação carbonatada subjacente apenas é testemunhada por escassos pitões residuais.
Nos Arenitos da Praia da Falésia foi observada a seguinte sucessão (Romariz et al., 1979, ligeiramente modificado), Fig. 2.4:
1- arenitos ferruginosos bem calibrados, amarelados;
2- arenitos brancos, com estratificação cruzada, mal calibrados;
3- arenito de grão médio, rosado ou esbranquiçado, com estratificação mal definida e mal calibrado;
4- arenitos de grão fino, brancos, bem calibrados;
5- arenito grosseiro, mal calibrado, assente em discordância erosiva sobre o anterior, contendo grandes blocos de rochas eruptivas ácidas e básicas e, ainda, restos de vertebrados e lamelibrânquios;
6- arenito muito fino, amarelo, bem calibrado;
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Fig. 2.4 – ‘Log’ das formações detríticas da Praia da Falésia, segundo Romariz et al (1979), ligeiramente modificado
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Nas jazidas situadas no barranco dos Olhos de Água (nível 5 do corte anteriormente descrito) foram colhidos fósseis sendo posteriormente referida a seguinte fauna (Antunes, 1979, Antunes et al., 1981): presença de Metaxytherium medium (Desmarest, 1822); Procarcharodon megalodon (Ag.); Isurus hastalis (Ag.), etc.
Com base neste material Antunes (1979) atribui esta série arenítica a um intervalo de tempo que vai desde o Burdigaliano ao Tortoniano, com maior probabilidade de estar representado o pós--Langhiano (ibidem).
Areias vermelhas (Pliocénico ?)
As areias vermelhas que cobrem a unidade anterior ou assentam directamente sobre os Calcários lumachélicos da Praia da Rocha ou outras formações mais antigas, têm grande extensão no Algarve, aflorando irregularmente duma ponta à outra daquela província.
São areias grosseiras, rubeficadas que incluem leitos argilosos ou conglomeráticos.
A espessura desta formação é difícil de determinar, dada a irregularidade da paleotopografia que ela fossiliza. No entanto, não deve ultrapassar os 40 ou 50 m.
Estes terrenos, em geral, cobrem a plataforma talhada nos calcários miocénicos junto ao litoral a cota aproximada dos 40-50 m podendo, no entanto, estender-se a distâncias consideráveis para o interior. No Areeiro, 3 km a sul de Loulé, existe um depósito de areias semelhantes à cota 130 m, outrotanto sucedendo no Planalto do Escarpão aos 120 m.
Areais claras (Quaternário)
Constituem os depósitos detríticos mais altos, distribuindo-se por vários afloramentos irregulares.
A espessura é sempre diminuta não devendo ultrapassar os 3 ou 4 m. Os afloramentos situam-se, geralmente, à cota 50 m e os mais importantes são: Areias de Almancil, Quinta do Lago, Quinta da Balaia, Areias de Pera, Areias de Porches, etc.
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Nalguns locais (Roja-Pé, Pera, Porches, etc.) contêm fauna de lamelibrânquios marinhos.
Terraços e aluviões (Quaternário)
Os depósitos de terraço mais importantes relacionam-se com a parte terminal da Ribeira de Quarteira.
São constituídos por cascalheiras grosseiras com matriz argilosa avermelhada. Os elementos predominantes na composição dos clastos são os grauvaques do Carbónico e os arenitos de Silves.
A espessura é relativamente fraca, não ultrapassando certamente os 10 m. O afloramento mais setentrional situa-se a norte e a leste de uma linha que passa por Paderne e Montinho chegando até Lentiscais e Ribeira de Alte. Esses depósitos situam-se a cotas entre os sessenta e os setenta e poucos metros e fossilizam um paleocarso desenvolvido sobre os calcários e dolomitos da Picavessa.
O afloramento mais meridional encontra-se para sul do Moinho do Rosário, até ao litoral, de um e outro lado da Ribeira de Quarteira, atingindo a maior extensão nas Várzeas de Quarteira.
O extenso afloramento ali existente é constituído por aluviões argilo-arenosas, geralmente de cor vermelha, que ocupam as zonas mais planas entre 2 e 10 m.
No interior dos maciços calcários existem alguns depósitos circunscritos de terra rossa, que ocupam depressões tipo polje. Estão neste caso os depósitos que cobrem o fundo da Nave do Barão, da Nave dos Cordeiros, da depressão de Almarjinho, da depressão do Pomar, etc.
2.2.13 Outras formações mio-pliocénicas
Existem ainda outras formações de pequena extensão, mas com interesse paleogeográfico.
Entre outras referem-se as formações miocénicas de fácies marinha e límnica de Mem-Moniz, Tunes e Poço de Boliqueime.
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A formação de Mem-Moniz é constituída essencialmente por margas esbranquiçadas, semelhantes às camadas margosas alteradas, designadas, localmente, por caliços. Assenta discordantemente sobre o Cretácico inferior detrítico (Romariz et al., 1979).
O afloramento mais extenso tem cerca de 1,5 km2 estendendo-se entre Mem-Moniz e Purgatório. Conhecem-se outros retalhos de menores dimensões mais ou menos cobertos pelas aluviões da Ribeira de Quarteira, na região da Fonte de Paderne. Outras vezes a sua existência é testemunhada por terras provenientes da abertura de poços.
A fauna de foraminíferos que aquelas rochas contêm permite atribuir idade langhiana, não sendo de excluir a hipótese de estar incluída a parte terminal do Burdigaliano.
Com estes terrenos podem estar relacionados alguns afloramentos existentes entre Tunes e Algoz. São constituídos por calcários brancos, pulvurelentos e por argilas margosas que forneceram Ostracodos (Pais, 1982).
Uma sondagem para a estação térmica de Tunes atravessou cerca de 30 m de rochas com características semelhantes às das descritas acima.
Em Poço de Boliqueime existe um afloramento de rochas detríticas de fácies fluvial ou límnica constituído por arenitos e siltitos com leitos conglomeráticos. Têm cor geralmente castanha, semelhante à dos depósitos detríticos do Cretácico inferior.
Algumas colheitas forneceram Ostracodos tendo sido identificados Ilyocypris cf. bradi SARS 1890, acompanhado de valvas larvares de Candonia sp.
O conjunto corresponde a fácies de água doce, provavelmente parada, cuja idade é pouco provável que seja anterior ao Miocénico superior (Informação escrita de C. Guernet, 1981).
Junto ao cruzamento da estrada Faro-Lagos com a estrada para Lisboa, no Poço de Boliqueime, a formação está intensamente deformada, observando-se dobras e cavalgamentos.
