Geologia de Portugal, Volume II – Geologia Meso-cenozóica de Portugal. Editores: R. Dias, A. Araújo, P. Terrinha & J. C. Kullberg. © 2013, Escolar Editora
III.6. Cenozóico das Bacias do Douro (sector ocidental), Mondego, Baixo Tejo e Alvalade J. Pais1, P. Cunha2, P. Legoinha3, R. P. Dias4, D. Pereira5 e A. Ramos6
1. Introdução A Ibéria, posicionada entre as placas euroasiática e africana, tem-se deslocado para oriente devido à progressiva abertura do Atlântico. A partir do Cretácico Superior, o regime distensivo iniciado no Triásico foi substituído por fases compressivas devido a colisão entre aquelas duas placas (Cunha, 1992a; vide Kullberg et al., cap. III.4, neste volume), levando à abertura de bacias sedimentares, orientadas genericamente E-W a NE-SW. Assim, durante o Cenozóico a Ibéria sofreu intensa deformação compressiva intraplaca que provocou dobramento litosférico (Cloetingh et al., 2002) e, depois, formação de pequenas bacias de desligamento. É actualmente aceite que a litosfera ibérica foi deformada por compressão máxima, genericamente orientada segundo N-S (Vegas, 2006); contudo, desde o Miocénico final esta terá rodado para NNW-SSE a NW-SE (Ribeiro et al., 1996; De Vicente et al., 2004, 2008, 2011; Srivastava, 1990; Velázquez, S. M. & Elorza, 2007). Na bordadura ocidental ibérica, até o Eocénico Inferior a sedimentação restringiu-se à actual plataforma litoral, em particular a sudoeste de Coimbra. No início do Eocénico Médio começou o preenchimento das bacias cenozóicas do Mondego e Baixo Tejo, que são depressões alongadas segundo NE-SW e estariam separadas por um suave umbral (fig. 1) 1
Dep. Ciências da Terra (Fac. Ciências e Tecnologia/Univ. Nova Lisboa); Centro de Investigação em Ciência e Engenharia Geológica (CICEGe); Academia das Ciências de Lisboa –
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Dep. Ciências da Terra (Univ. Coimbra); Marine and Environmental Research Centre (IMAR) – pcunha@ dct.uc.pt.
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Dep. Ciências da Terra (Fac. Ciências e Tecnologia/Univ. Nova Lisboa); Centro de Investigação em Ciência e Engenharia Geológica (CICEGe) –
[email protected].
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Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG/LGM), Dep. Geologia –
[email protected].
5
Dep. Ciências da Terra (Univ. Minho); Centro de Geologia da Universidade do Porto,
[email protected].
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Centro de Geofísica da Univ. Coimbra; bolseira de pós-doutoramento da FCT/MCTES;
[email protected].
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(Pais et al.). Até ao Tortoniano Médio a evolução esteve marcada por erosão lenta e progressiva do Maciço Hespérico, sob continuada deformação tectónica e condições climáticas que favoreceram o aplanamento do soco e deposição de areias feldspáticas nas bacias (sob clima semi-árido a subtropical com longa estação seca). Em Portugal continental o auge da compressão atingiu-se a meados do Tortoniano (há cerca de 9-9,5 Ma; Cunha, 1992a; Cunha et al., 2000), dando-se início ao soerguimento de importantes volumes montanhosos, tais como a Cordilheira Central Portuguesa (2000 m de altitude) e as Montanhas Ocidentais Portuguesas. No Miocénico final e no Zancliano, sob clima temperado quente e muito contrastado, a sedimentação foi endorreica e expressa por leques aluviais no sopé das escarpas de falhas activas, principalmente falhas inversas NE-SW a ENE-WSW e desligamentos NNE-SSW e WNW-ESE. No Placenciano (Pliocénico Superior), o clima temperado quente tornou-se muito húmido e a partir do Gelasiano, progressivamente mais frio e seco. Desenvolveu-se rede hidrográfica exorreica, precursora da actual; elaboraram-se vales fluviais largos nas áreas montanhosas e deram-se numerosas capturas de bacias endorreicas interiores. No Plistocénico, a continuação do soerguimento tectónico regional e os períodos com baixo nível do mar foram determinantes no progressivo encaixe da rede hidrográfica e no desenvolvimento de capturas fluviais. O estudo do sector imerso da Margem Ocidental Ibérica (MOI) (Mougenot, 1989; Pinheiro et al., 1996; Alves et al., 2003; vide Alves et al., cap. III.5 e Afilhado et al., Cap. 3.6, neste volume) e Margem Sul Portuguesa (Lopes, 2002; Lopes et al., 2006; 2008a, b; Lopes & Cunha, 2007; vide Terrinha et al., cap.s III.1 e III.2, neste volume) têm permitido maior compreensão das geometrias de enchimento e a identificação das mesmas descontinuidades sedimentares definidas em Portugal continental por Cunha (1992a, b). As superfícies de descontinuidade sedimentar registadas nas bacias cenozóicas ibéricas podem ser correlacionadas com os episódios compressivos entre a Ibéria, a Eurásia e África. O registo sedimentar das principais bacias cenozóicas portuguesas inclui unidades continentais no interior do território, que passam, progressivamente, a sedimentação marinha para as áreas mais próximas do litoral actual, testemunhando diversos acontecimentos paleogeográficos, tectónicos, climáticos e eustáticos. Na MOI, foram definidas unidades alostratigráficas e caracterizada a evolução sequencial de alta resolução do Neogénico no sector distal da Bacia do Baixo Tejo (Cunha, 1992a; Cunha & Reis, 1992; Reis et al., 1992; Antunes et al., 1999b, 2000; Legoinha, 2001, 2008; Cunha & Martins, 2004; Pais, 2004; Cunha et al., 2008b, 2009). Na região entre Trás-os-Montes e Nave de Haver, pequenas depressões intramontanhosas preservam depósitos continentais, em regra pouco espessos e com escasso controlo cronostratigráfico. Considera-se que este registo sedimentar corresponde ao bordo ocidental da Bacia cenozóica do Douro (fig.1). O enchimento basal arcósico das depressões da Vilariça
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Figura 1. Localização das principais áreas geográficas com depósitos cenozóicos.
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e da Longroiva (Pereira & Azevêdo, 1995; Cunha & Pereira, 2000) tem sido correlacionado com as Arcoses de Nave de Haver (Paleogénico a Miocénico ante-Tortonino Superior ?). Os sedimentos neogénicos que preenchem as depressões são semelhantes aos que, no sector mais oriental de Trás-os-Montes, preenchem paleovales escavados no substrato varisco e com paleodrenagens orientadas para a Bacia cenozóica do Douro (Pereira, 1997, 2006). Nas bacias do Mondego, Baixo Tejo e Alvalade a sedimentação prosseguiu ao longo do Cenozóico tendo o sector distal da Bacia do Baixo Tejo sido alvo de diversas incursões marinhas no Miocénico (até o Tortoniano Médio) e no Pliocénico, a Bacia de Alvalade no Miocénico terminal (Messiniano), e a Bacia do Mondego apenas ocupada efemeramente no início do Pliocénico Superior. No Algarve (vide Terrinha et al., cap. III.1, neste volume), integrando a Bacia do Guadalquivir, instalou-se um regime de plataforma marinha carbonatada temperada no decurso do Miocénico Inferior e Médio, enquanto no Miocénico Superior a região para leste de Faro passou a ser predominantemente siliciclástica.
2.1. Bacia do Douro (sector ocidental proximal) 2.1.1. Paleogénico As Arcoses de Vilariça (figs. 2 e 3) designam uma unidade predominantemente areno-conglomerática, heterométrica, de cor esbranquiçada ou cinzento-esverdeada, moderadamente consolidada e de composição quartzo-feldspática, descrita nas depressões tectónicas da Vilariça (Torre de Moncorvo) e da Longroiva (Mêda) (Ferreira, 1971, 1978; Cunha & Pereira, 2000). Esta unidade tem características semelhantes aos sedimentos arcósicos que ocorrem em Nave de Haver (Guarda), no extremo sul do bordo ocidental da Bacia cenozóica do Douro. Esta unidade tem sido considerada essencialmente paleogénica (SLD7 e SLD8, Eocénico Médio a Oligocénico), de acordo com dados paleontológicos e correlação com unidades da Bacia do Douro e com a Formação de Côja (Antunes, 1964; Vallin, 1965; Pereira, 1997; Cunha & Pereira, 2000). As Arcoses de Vilariça apresentam um membro inferior predominantemente arenoso ou areno-lutítico, com má calibragem, com feldspatos pouco alterados e cimentações freáticas calco-dolomíticas; as camadas tabulares maciças reflectem um predomínio de mantos de inundação. O membro superior é dominado por uma alternância de conglomerados com clastos subangulosos até 20 cm de dimensão e arcoses grosseiras a finas, em sequências de enchimento de canais (Cunha & Pereira, 2000). As Arcoses de Vilariça são um testemunho, no sector proximal, de uma drenagem fluvial pouco eficaz para a Bacia do Douro, na forma de mantos aluviais alimentados por areias graníticas e desenvolvida em superfície de fraco declive, cuja exumação está representada
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pela superfície da Meseta (Ferreira, 1971, 1978; Cunha & Pereira, 2000). Nas depressões de Vilariça e de Longroiva, esta unidade pode apresentar basculamento tectónico pronunciado e nos bordos observa-se o cavalgamento do soco varisco através de falhas com componentes horizontal e inversa (Cunha & Pereira, 2000). O rejogo é compatível com a intensa compressão bética tortoniana e terá tido como resposta o abatimento das Arcoses de Vilariça e génese dos leques aluviais que ravinam aquela unidade.
2.1.2. Tortoniano Superior a Zancliano A Formação de Bragança (figs. 2 e 3) constitui testemunho, no sector proximal, da paleorede fluvial que drenava em direcção à Bacia cenozóica do Douro. Admite-se como sendo essencialmente miocénica, podendo corresponder às unidades alostratigráficas SLD11 e SLD12 identificadas nas Bacias do Mondego e no sector proximal da Bacia do Baixo Tejo (Pereira, 1997; 2006). Esta unidade está presente nas depressões associadas aos acidentes tectónicos Bragança-Vilariça-Manteigas e preenche também os paleovales escavados no substrato varisco, no sector mais ocidental de Trás-os-Montes. São característicos os depósitos conglomeráticos de fundo de canal e de bancos conglomeráticos, o carácter imaturo dos clastos, a presença de feldspatos medianamente alterados na fracção arenosa e o predomínio de esmectite e caulinite na fracção argilosa. Os níveis conglomeráticos são geralmente vermelhos e os níveis lutíticos apresentam cor acastanhada, cinzenta ou esverdeada. A Formação de Bragança é constituída por dois membros, definidos essencialmente com base na tendência granulométrica e no reconhecimento, entre os dois membros, de disconformidade com representação regional. A composição e a arquitectura deposicional dos dois membros são semelhantes, pelo que, em geral, a identificação só é possível quando se observa a base grosseira do membro superior ravinando a unidade lutítica do topo do membro inferior. O Membro de Castro (membro inferior) tem uma espessura de cerca de 70 metros e é constituído, na base, por conglomerados maciços e essencialmente quartzosos, bem representados nos paleovales de Silva e de Atenor (Miranda do Douro), correspondentes a pavimentos do talvegue, gerados como primeira resposta ao soerguimento tectónico. Sobre estes níveis reconhece-se a sobreposição de alguns ciclos de enchimento de canais, constituídos por conglomerados e arenitos com estratificação entrecruzada do tipo sulco, e às vezes lutitos, alternando com corpos conglomeráticos tabulares. Esta arquitectura sugere um modelo de rio entrançado em cascalho, de baixa sinuosidade e com leito encaixado no substrato (Miall, 1985). O Membro de Atalaia (membro superior) atinge espessura de cerca de 50 metros e corresponde a uma sucessão de episódios com características semelhantes ao membro inferior,
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que se interpretam desencadeados por uma nova fase de reactivação tectónica que rejuvenesceu o sistema fluvial entrançado em cascalho, de baixa sinuosidade. Em Trás-os-Montes, a Formação de Vale Álvaro (fig. 3) foi tradicionalmente indicada como Paleogénico provável, com base nas características sedimentológicas (Pereira & Azevêdo, 1991; Pereira, 1997). Mais recentemente, dados palinológicos (Poças et al., 2003; Poças, 2004) sugeriram idade situada entre o Miocénico Superior e o Pliocénico, e um clima caracterizado pelo contraste entre verões quentes e invernos húmidos, com temperaturas moderadas. Esta unidade, que ocorre em Bragança e nas proximidades de Macedo de Cavaleiros, é constituída pela sobreposição de vários episódios de sedimentação grosseira correspondentes a derrames do tipo debris-flow, entre os quais ocorreram condições de encharcamento em ambiente confinado que foram responsáveis pelo desenvolvimento das carbonatações pedogénicas e freáticas que são mais extensas nos sectores mais distais. A fracção argilosa é constituída maioritariamente por montmorilonite dioctaédrica, bem como paligorskite, clorite, interestratificados clorite-montmorilonite e ocasionalmente serpentina, talco e caulinite (Pereira & Brilha, 2000). Os clastos e restantes características evidenciam uma alimentação exclusiva nos Maciços de Bragança e Morais, com rochas máficas e ultramáficas. O enquadramento morfo-tectónico e a arquitectura deposicional indicam um modelo de leque aluvial, desenvolvido sobre blocos subsidentes. O posicionamento cronostratigráfico permanece incerto. Pode corresponder a sedimentos da Formação de Bragança com forte epigenia carbonatada desenvolvida junto do contacto com rochas básicas.
2.1.3. Placenciano A Formação de Mirandela (fig. 3), reconhecida com uma espessura superior a 30 m na depressão de Mirandela, é constituída por sedimentos de cor esbranquiçada ou amarelada e tem um carácter predominantemente quartzoso e caulinítico. A unidade é constituída por uma sucessão de conglomerados de matriz arenosa, maciços ou com estratificação incipiente, intercalados com níveis arenosos e raros lutitos. Os clastos, moderadamente arredondados, são essencialmente de quartzo, quartzito e quartzolidito na fracção mais grosseira, aos quais se juntam feldspatos abundantes na fracção arenosa. Na fracção argilosa a caulinite é largamente predominante sobre a ilite (Pereira, 1997). As características sedimentológicas sugerem um meio deposicional com boa drenagem e regime de alta energia, com preenchimento de paleovales estreitos e profundos. Admite-se que estas condições podem ter sido atingidas durante o Pliocénico Superior, com a captura da depressão pela rede de drenagem atlântica (Pereira, 1997; Pereira et al., 2000).
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Figura 2. Mapa de localização dos afloramentos de Cenozóico relacionados com o sector proximal da Bacia do Douro em Portugal. 1 – Depressão de Bragança; 2 – Depressão de Macedo de Cavaleiros; 3 – Depressão da Vilariça; 4 – Depressão da Longroiva; 5 – Depressão de Mirandela; 6 – (Paleovale de) Silva; 7 – (Paleovale de) Atenor.
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2.1.4. Gelasiano A Formação de Aveleda (fig. 3) tem maior desenvolvimento na base de relevos de resistência e estende-se sobre uma superfície aplanada que marca a descontinuidade com a Formação de Bragança. É constituída por depósitos conglomeráticos avermelhados, com clastos subangulosos suportados em matriz lutítica abundante com largo predomínio de caulinite e ilite. Para além dos pequenos afloramentos situados na base dos relevos quartzíticos, como em Vimioso, Souto da Velha e Carviçais (Torre de Moncorvo), esta unidade está também conservada no contexto das depressões tectónicas, como em Aveleda (Bragança) e nas proximidades de Macedo de Cavaleiros (Pereira, 1997). As litofácies e a arquitectura dos depósitos da Formação de Aveleda sugerem o predomínio de derrames do tipo fluxo de detritos em sistemas de leque aluvial que estabelecem a transição entre o preenchimento mio-pliocénico das depressões e o entalhe fluvial quaternário (Pereira, 2006). A Formação de Aveleda correlaciona-se com outros sedimentos descritos na Península Ibérica que sucedem, em geral, à colmatação das bacias e depressões ibéricas e posterior desenvolvimento de uma fase importante de erosão da Meseta (Aguirre, 1997). Admite-se que a presença desta unidade no contexto das bacias de desligamento tectónico se relacione com a ruptura tectónica com cerca de 2,0 Ma identificada noutras bacias (Calvo et al., 1993; Pereira, 1997; 2006).
2.1.5. Calabriano a Holocénico Após a captura do sector interior da península correspondente à bacia cenozóica, até então endorreica, o rio Douro tem vindo a desenvolver um profundo encaixe do leito. Os raros níveis de terraço plistocénicos são observados no apertado meandro do Pocinho-Vale Meão, controlado pela zona de falha da Vilariça e em Barca D’Alva, no limite sul do troço internacional. Existem dois terraços sedimentares, posicionados entre os ~25 e os 45 m acima do leito de estiagem actual. O terraço inferior é siltoso e de cor ocre, quase coberto pela planície aluvial; o terraço superior, de cor avermelhada, é constituído por conglomerados com clastos rolados, às vezes de grande dimensão (55 cm) e matriz areno-lutítica, bem como por raros níveis arenosos e lutíticos avermelhados. O Holocénico está representados por sucessão de níveis areno-argilosos de inundação, que atingiram uma altura aproximada de 25 m relativamente ao leito de estiagem. Destacam-se os cerca de 20 m de espessura no Pocinho e 10 m em Peso da Régua.
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Figura 3. Quadro de correlação entre as unidades cenozóicas da Bacia do Mondego, de Trás-os-Montes a Nave de Haver, e as Sequências limitadas por descontinuidades (SLDs) (actualizado, Cunha et al., 2009).
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2.2. Bacia do Mondego 2.2.1. Campaniano Superior a Eocénico Inferior Na Bacia do Mondego, o enchimento Campaniano Superior a Eocénico Inferior compreende (Reis, 1981, 1983; Cunha, 1992a; Cunha & Reis, 1995; Dinis, 2004, Dinis et al., 2008): a) depósitos siliciclásticos peri-diapíricos de leque aluvial, representados pela Formação de Nazaré; b) depósitos, de planície costeira com rios meandriformes, definidos como Formação de Taveiro e Formação de Buçaqueiro (seu equivalente proximal, mais arenoso, depositado junto à falha da Lousã) (fig. 3). A Formação de Taveiro, compreendendo uma alternância de quartzarenitos brandos e lutitos, forneceu, nos níveis inferiores, fauna maastrichtiana com dinossauros; a topo, mamíferos arcaicos atribuídos ao Paleocénico terminal-Eocénico basal (jazida de Silveirinha: Antunes & Russell, 1981; Estravís, 1992, 2000; Antunes et al., 1997).
2.2.2. Paleogénico O Eocénico Médio a Oligocénico (?) preenche uma geometria em depressão suave e alongada NE-SW. É um enchimento fluvial arcósico e conglomerático que está representado pela Formação de Bom Sucesso e seu equivalente proximal (a NE), a Formação de Coja. A Formação de Bom Sucesso (fig. 3) inclui, na parte inferior, conglomerados, passando para o topo a arenitos e lutitos. Tem distribuição geográfica entre os paralelos de Coimbra e de Nazaré, espessura média da ordem dos 50-60 m, podendo atingir 120 m. Os níveis mais antigos (Membro I), bem expostos em Vale Furado e Feligueira Grande, são constituídos por conglomerados, areias e argilas vermelhas com fauna de Iberosuchus macrodon, Paralophiodon cf. leptorhynchum, quelónios e pequenos mamíferos não identificados; níveis um pouco mais altos deram Paranchilophus lusitanicus (Antunes, 1975, 1986a, b, c, 1995). Sobre estes depósitos assentam, em disconformidade, arenitos amarelos, em regra grosseiros e às vezes consolidados, do Membro II da Formação de Bom Sucesso. Para o interior (região de Coja / Naia), inseridas num vasto aplanamento dos sedimentos cretácicos, de rochas metassedimentares do Grupo do Douro e de granitóides variscos, depositou-se a Formação de Coja (Cunha et al., 1992; Cunha & Reis, 1995). Os sinclinais quartzíticos do Ordovícico constituíam paleorelevos transversais à drenagem exorreica. A sedimentação em sulco SE-SW foi também controlada por pequenos desnivelamentos em falhas sub-verticais NNE-SSW (Cunha, 1992a). A Formação de Coja (fig. 3) é constituída por depósitos geralmente grosseiros, às vezes conglomerados (clastos de quartzito, quartzo leitoso, feldspato, filito, metagrauvaque e
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rochas granitóides) e/ou areno-lutitos. As areias, verde acinzentadas ou esbranquiçadas, às vezes com manchas violáceas, são ricas de feldspatos. Contêm micas, turmalina e rútilo. Possuem abundante matriz lutítica, esmectítica, com ilite e caulinite. Podem atingir 73 m de espessura. Nos níveis basais ocorrem, ocasionalmente, cimentações com dolomite e paligorskite, de génese freática (eodiagénese), além de outras relacionadas com processos pedogenéticos (Cunha, 2000). O limite superior da formação corresponde a descontinuidade sedimentar regional. A Formação de Coja inclui dois membros separados por descontinuidade com valor bacinal (Antunes, 1967; Cunha, 1996). O inferior, Membro de Casalinho de Cima, com 43 m de espessura máxima, é constituído por arcoses grosseiras, maciças. Pode conter lentículas lutíticas, de cor cinzenta, com vegetais (esporos, polénes — briófitos, hepáticas, licófitas, pteridófitas, coniferófitas e angiospérmicas — e troncos incarbonizados de pteridófita e de Meliácea ou leguminosa, Pais, 1992). O Membro de Monteira, com 30 m de espessura máxima, tem fácies conglomeráticas basais e mais finas (arenitos e lutitos) para o topo. Em Coja e, mais a norte, em Naia, camadas lutíticas forneceram fauna (Geochelone sp., Peratherium cf. cuvieri, Palaeotherium cf. crassum, Palaeotherium magnum, Diplobune secundaria, Anoplotherium cf. commune) datada do Ludiano (Eocénico Superior, pars; Antunes, 1964, 1967, 1986a, b, c; Antunes & Broin, 1977; Antunes et al., 1997). Em Sobreda (Carregal do Sal) foi recolhido tronco silicificado de Cupressinoxylon lusitanensis (Tetraclinis sp. ?) (Pais, 1992) conhecido, também, das arcoses em Nave de Haver (Vallin, 1965). A Formação de Coja corresponde a uma sucessão detrítica depositada no sector mais a montante de uma planície aluvial com rios entrançados e de baixa sinuosidade, com escoamento geral para SW e SSW, ou por mantos de inundação (Cunha, 1991, 1992). Existia importante eixo fluvial paleogénico, com drenagem para a região a SW de Coimbra (Reis, 1981, 1983). A drenagem atravessava a área correspondente à Serra da Lousã (ainda não soerguida) e dirigia-se para o Atlântico. Se estendermos este eixo para SW, verificamos que se alinha com a área de Pombal onde Reis (1983) detectou a maior concentração de feldspatos brancos na Formação de Bom Sucesso, o que prova esta paleodrenagem anterior ao soerguimento da Cordilheira Central. Os dados paleontológicos e sedimentológicos apontam para que, durante a deposição do Membro de Casalinho de Cima, o clima devia ser subtropical; a vegetação era rica com coberto florestal importante, com locais sombrios e húmidos (Pais, 1992). Quanto ao Membro de Monteira, o clima era, talvez, temperado e seco. As características sedimentológicas e estratigráficas, levam a considerar a Formação de Coja como equivalente proximal da Formação de Bom Sucesso, com continuidade paleogeográfica na Bacia do Mondego. Ambas as formações são constituídas por dois membros separados por disconformidade que separa as unidades alostratigráficas SLD 7 (Eocénico Médio) e SLD 8 (Eocénico Superior e parte do Oligocénico). Com base na correlação de
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Reis & Cunha (1988, 1989), no afloramento mais ocidental (Vale Furado) esta descontinuidade separa uma sucessão aluvial inferior do Eocénico Médio a Superior («Conglomerados, areias e argilas vermelhas com níveis concrecionados de Vale Furado», 70 m de espessura), de outra com características líticas idênticas e, provavelmente, do Eocénico Superior («Arenitos amarelos, geralmente grosseiros, às vezes consolidados, de Feligueira Grande», 40 m de espessura). Assim, o Membro de Casalinho de Cima e o Membro de Monteira correlacionam-se, respectivamente, com o Membro I e o Membro II da Formação de Bom Sucesso. Com base nas jazidas de fósseis (Vale Furado, Coja e Naia), o membro inferior corresponde a, pelo menos, parte do Eocénico Médio e aos primeiros tempos do Eocénico Superior, enquanto o membro superior corresponde à parte mais tardia do Eocénico Superior e, eventualmente, ao Chatiano Inferior.
2.2.3. Miocénico (Inferior e Médio) Superiormente existe outra unidade alostratigráfica, fluvial e arcósica, de cor alaranjada e idade miocénica, representada pela Formação de Amor e seu equivalente proximal (a NE), a Formação de Lobão. A Formação de Amor (figs. 3 e 4), representativa de um sistema fluvial entrançado desenvolvido em vasta planície fluvial exorreica mas com drenagem deficiente, inclui lutitos e arenitos com fauna de gastrópodes, peixes, anfíbios, répteis, aves, mamíferos – carnívoros, artiodáctilos, perissodáctilos, proboscídeos, insectívoros, lagomorfos, roedores, incluindo Hispanotherium matritense (também conhecido na Div. Vb de Lisboa) atribuída ao Aragoniano (Zona de Mamíferos MN 5, equivalente do Langhiano Inferior (Zbyszewski & Ferreira, 1967; Antunes & Mein, 1981). A fauna recolhida aponta para uma região pantanosa atravessada por cursos de água pouco importantes. O clima era quente e relativamente seco (Antunes & Mein, 1981). A Formação de Lobão (fig. 3), definida para NE de Coimbra, é constituída por arcoses grosseiras, mal calibradas, friáveis, de cor verde alaranjada. É quase exclusivamente arenosa, com intercalações lutíticas. Os clastos de maiores dimensões (
