Mapa Geológico da região da Barragem do Funcho – Vale Fuzeiros, com representação das várias paragens.

Percurso Geológico de Vale Fuzeiros – Prof. João Paulo Alves 1

AGRUPAMENTO VERTICAL DE ESCOLAS GARCIA DOMINGUESESCOLA BÁSICA 2,3 DR. GARCIA DOMINGUES

PREAA - Programa Regional de Educação Ambiental pela Arte

Percurso Geológico de Vale Fuzeiros

Era PeríodoCenozóico

(65M.a. – Actualidade) Quaternário

(2M.a. – Actualidade)Terciário

(65M.a. – 2M.a.)

Mesozóico

(245M.a. – 65M.a.)

Cretácico(145M.a. – 65M.a.)

Jurássico(208M.a. – 145M.a.)

Triássico(245M.a. – 208M.a.)

Paleozóico(544M.a. – 245M.a.)

Pérmico(290M.a. – 245M.a.)

Carbonífero(363M.a. – 290M.a.)

Devónico(409M.a. – 363M.a.)

Silúrico(439M.a. – 409M.a.)

Ordovício(510M.a. – 439M.a.)

Câmbrico (544M.a. – 510M.a.)

Pré-Câmbrico (4600M.a. - 544M.a.)

Tabela cronológica

1º Paragem

Ao contrário da Barragem do Arade (e da maioria) que são do tipo de “terra” a Barragem do Funcho é do

tipo de “betão armado”. Isto quer dizer que a barragem está ancorada nas margens, e como tal tem que

ter fundações na sua margem, já que a água exerce uma enorme pressão sobre a barragem. Esta é de arco

para aliviar a pressão e para isso tem que ter rochas suficientemente duras para aguentar essa mesma

pressão. Esta é a razão pela

qual a barragem do Funcho

foi construída neste local,

onde existe principalmente

grauvaques.

Estamos na Serra Algarvia,

onde se observam camadas

de Grauvaques intercalados

com Xistos argilosos

(rochas sedimentares) no

sentido NW-SE.

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1ºParagem – camadas inclinadas de xisto argiloso intercalado com grauvaques, onde predomina o xisto

Pode-se observar no mapa que a Oeste predomina o gravaque (faixa escura), enquanto que a Este domina

o xisto argiloso (faixa branca). Nesta paragem estamos precisamente na zona de transição entre uma e

outra zona. Podemos observar o vale que constitui a zona do limite geológico entre a zona mais xistosa da

zona com mais grauvaque.

Na zona mais rica em xistos argilosos podemos ver

camadas finas de xisto com vários centímetros e

inclinados, enquanto na zona rica em grauvaques

observa-se grauvaques até 1 metro de espessura e as

camadas de xisto com cerca de 3 a 5 cm de espessura.

Nesta área é igualmente possível observar uma dobra

em que o topo das camadas está em baixo,

precisamente devido a essa dobra, sendo camadas mais espessas.

Em alguns pontos é possível observar uma faixa branca, que é quartzo. Este quartzo formou-se a partir de

sílica em solução, que se instalou em diáclases das rochas (pequenas aberturas nas rochas) e se precipitou.

Este complexo grauváquico intercalado com xisto argiloso existente na serra algarvia pode ter em alguns

locais uma espessura de mais de 2000 metros e está presente desde o Cabo de S. Vicente até Castro

Marim.

O grauvaque é uma rocha mais escura que pode ter uma espessura até 2 a 3 metros. É um arenito

misturado com alguma argila consolidado (a argila ajudou a cimentar as areias).

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Vale que delimita o limite geológico

1ºParagem – camadas inclinadas de xisto argiloso intercalado com grauvaques, onde predomina o grauvaque

O xisto argiloso é uma rocha mais clara podendo ter uma espessura até 10 a 15 metros no entanto este

local tem de espessura alguns centímetros até cerca de 1 metro. Este xisto são argilas endurecidas, já que

foram soterradas, ficando sujeitas a um aumento de temperatura. Os xistos mais escuros significa que

formaram-se num local rico em matéria orgânica mas pobre em O2, ou seja, não houve degradação dessa

matéria orgânica ficando escura. Este xisto dado que está muito alterado (está muito mais claro), se

partirmos uma amostra é possível ver a cor original (escura). Estas rochas podem apresentar-se por vezes

cinzentas devido ao facto de terem sido alteradas. Este tipo de xisto é muito pobre em fósseis, no entanto

é possível encontrar fósseis por exemplo de goniatites (da classe dos amonóides; são considerados os

“avós” das amonites); microlagas (do tipo do fitoplancton);esporos de antigas plantas.

Relativamente à matéria orgânica presente nestas rochas, no máximo pode atingir os 10%, no entanto nas

rochas desta região não é mais de 2% , podendo ser inclusivamente muito menor. Este valor diminui

porque ao longo do tempo, essa matéria foi sendo transformada em hidrocarbonetos.

Este complexo de grauvaque intercalado com xisto, formou-se há cerca de 330 – 300 M.a. (Período

Carbonífero – Era Paleozóica), em que as grandes cadeias montanhosas existentes sofriam grandes

episódios de erosão, onde os sedimentos eram transportados pelos rios. Nesta altura os rios seriam muito

potentes (semelhantes por exemplo a alguns rios que existem actualmente na Índia e que estão a

desgastar os Himalaias), rios com grande capacidade de transporte. Estes sedimentos foram transportados

até aos mares, chegando até aos taludes continentais, onde devido à forte inclinação destes, acrescido de

canhões submarinos existia uma “avalanche” de areias a escorregar (turbilhão submarino) ao longo do

talude. Estas areias sedimentaram-se (depositaram-se) nos fundos nos mares (planícies abissais),

originando mais tarde os grauvaques. Estes sedimentos que são transportados muito rapidamente ao

longo dos canhões submarinos denominam-se de turbiditos Em zonas mais calmas, as argilas (sedimentos

mais finos que as areias) que estavam em suspensão são depositadas igualmente nas planícies abissais,

formado mais tarde o xisto argiloso. Portanto o processo de deposição das argilas foram muito lentas,

enquanto que das areias foram muito rápidas. Estes sedimentos depositados no fundo do mar (a cerca de

2000 metros de profundidade) foram tipo “cozidos” essencialmente devido ao aumento de calor e

pressão das camadas supra jacentes. Chegaram à superfície devido ao choque entre os super-continentes

Laurasia e Gondwania, ficando igualmente em muitos casos enrugados

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Imagem ilustrativa dos fundos dos mares

Ilustração da deposição das areias, originado o grauvaque e da deposição das argilas, originando o xisto argiloso.

2º Paragem

Na recta, numa descida antes de chegar a Vale Fuzeiros, consegue-se ver uma topografia diferente da

anterior, isto é, mais plana.

Esta zona marca a fronteira

entre a Serra Algarvia e o

Barrocal. Neste local os

grauvaques são menos

espessos, predominando o

xisto argiloso. As camadas

continuam inclinadas.

Na base de algumas

camadas do grauvaque,

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2ºParagem – camadas inclinadas de xisto argiloso intercalado com grauvaques, com clara predominância do xisto

pode-se ver uma superfície ondulada, a qual representa o turbilhão que erodiu a camada inferior. Neste

local as camadas superiores são as mais recentes.

Se passarmos o dedo ao longo de uma camada de grauvaque, sentimos que a base é mais grosseira,

enquanto que o topo é mais fino (areia mais fina).

Uns metros mais à frente da descida, os grauvaques e os xistos são de cor avermelhada, no entanto esta

não é a sua verdadeira cor, elas foram tingidas (banho de óxidos de ferro) por rochas que tiveram no topo

(provavelmente argilas de S. Bart. Messines) e que entretanto que foram erodidas. Estas marcam a

transição entre os gravaques/xistos e as argilas de Messines/Grés de Silves.

3º Paragem

No final da descida, depois da curva, temos as Argilas de S. Bartolomeu de Messines, dado que é uma

argila, o terreno está empapado sendo praticamente impermeável. Estas argilas (que só existem nesta

zona) marcam a transição entre a Serra e o Barrocal, sendo já da era Mesozóica.

Estas argilas do Triássico superior (220 M.a.) foram formadas em lagos pouco profundos que depois

secavam, ficando as argilas depositadas, argila com óxidos de ferro.

4º Paragem

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As camadas de xisto e de grauvaque que foram tingidas pelas argilas de S.Bart. Messines

No início da ultima descida antes de chegar ao cruzamento de Vale Fuzeiros, observa-se Grés de Silves.

Esta rocha está datada do triássico superior (230M.a.)

O Grés (arenito em francês) depositou-se por cima das argilas de São Bartolomeu de Messines e resultam

da erosão da cadeia Hercínica, formados por grãos finos de areia (de quartzo rolado), cimentados por

óxidos de ferro (hematite e goetite). Estes sedimentos depositaram-se em continente por acção

principalmente de rios (algumas, mas poucas, podem ter sido por acção do vento).

O supercontinente Pangea começou a ser erodido por rios efémeros, de zonas climáticas, áridas, desérticas

(semelhante ao do deserto do Sara actualmente), pois onde hoje se situa Portugal, na altura da formação

da Pangea (230 M.a.), seria no interior desse megacontinente.

Esses rios efémeros corriam à superfície do continente Pangea, sulcando os desertos áridos, depositaram

os grãos finos de areia em zonas continentais e portanto em contacto com o O 2 (do ar atmosférico),

oxidando desta forma, ou seja, a cor avermelhada formou-se na altura da deposição. Ou seja, O2 alterou

os minerais que tinham óxidos de ferro e a “ferrugem” funcionou como cimento, que colou as areias finas.

Na formação do grés de Silves, consegue-se observar camadas ligeiramente inclinadas, bem como algumas

riscas, estas riscas estão relacionadas com o modo de sedimentação (estratificação intercruzada). É

possível observar também umas partes mais escuras que constitui matéria orgânica (possivelmente de

algas ou mesmo de anfíbios primitivos). Ligeiras manchas brancas que podem ser observadas, resultaram

da redução dos óxidos de ferro na areia. Com uma lupa é possível observar mais em pormenor os grãos de

areia.

5º Paragem

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Estratificação cruzada no grés de Silves

Nesta paragem, depois de subir o Monte da Vilarinha, se nos virarmos para Nordeste podemos no monte

situado à nossa frente observar argilas vermelhas, cinzentas e dolomitos. Estas rochas depositaram-se em

lagos continentais, muito pouco profundos. As argilas vermelhas depositavam-se num fundo oxigenado

(em que no Inverno eram mais profundos e com mais 02). As argilas cinzentas depositavam-se num fundo

pouco oxigenado (no Verão eram pouco profundos). Às vezes esses lagos podiam secar completamente,

ficando alcalinos (básicos), formando minerais com magnésio, formando desta forma os dolomitos.

Os dolomitos distinguem-se das argilas cinzentas porque são rochas mais duras e compactas. São rochas

sedimentares, calcários com magnésio que resultou da precipitação do calcário com magnésio no fundo

desses lagos alcalinos. Esses lagos eram agrestes, com pouco seres vivos, existindo principalmente uns

vermes, os quais remexiam-se dentro dos sedimentos. Fazendo com que às vezes existam vestígios dessa

actividade no interior dos dolomites (bioturbação).

Por vezes no topo dos dolomitos pode existir marcas da ondulação dos lagos, bem como fósseis de

bivalves.

No topo existem duas estruturas de rochas calcárias, formações mais recentes, datadas do final do

Jurássico inferior, formadas pela precipitação de carbonato de cálcio existente na água do mar.

6º Paragem

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Argilas cinzentas e dolomitos

Esta ultima paragem (que por falta de tempo não foi feita), na subida na estrada que vai para os Gregórios,

do lado direito da estrada, podemos encontrar rochas vulcânicas, que resultaram do primeiro pulso da

fragmentação do Pangea (Jurássico). Não existem os cones vulcânicos habituais, vê-se sim fragmentos de

pequenos cones vulcânicos, pois foram erupções submarinhas pouco profundas. Resultou de um

vulcanismo fissural (ao longo de várias fissuras, onde pode existir pequenos vulcões ao longo de várias

fracturas).

As rochas que se observam são muito alteradas, onde na parte de baixo da encosta estão escoadas de

lavas (basalto) – vulcanismo efusivo. Neste basalto se o partirmos podemos observar uns

espaços/vesículas. Estas vesículas resultaram dos gases que existem na lava que inicialmente não se

libertaram. As vesículas foram mais tarde preenchidas por minerais que deviam estar em solução aquosa e

que se precipitaram.

Na parte superior da encosta estão piroclastos que resultaram de uma erupção mais explosiva, foi um

vulcanismo hidrodinâmico, em que a erupção vulcânica originou grande quantidade de piroclastos.

No outro lado da estrada observa-se mais piroclastos, são blocos marmorizadas, mais concretamente

dolomitos marmorizados, ou seja, como os dolomitos são calcários e como qualquer calcário que é sujeito

a altas temperaturas e pressões sofre metamorfismo transforma-se em mármore. Neste caso o dolomite

(calcário) aqueceu sofrendo um ligeiro metamorfismo, daí a designação de dolomitos marmorizados.

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Basalto (muito alterado)

Em frente no outro lado da estrada pode-se observar vários

episódios de libertação de piroclastos, os quais formaram camadas.

Na base pode-se observar igualmente mais dolomitos marmorizados.

No meio vê-se cinzas vulcânicas.

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Dolomitos marmorizados

Coluna estratigráfica da região

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