L'ÉVOLUTION DU TERRITOIRE PORTUGAIS PENDANT LES TEMPS ANTÉ-MÉSOZOIQUES (*)

PAR

CARLOS TEIXEIRA PROFESSEUR Ã L'UNiVEHSITÉ DE LlSBONNE

Du point de vue géologique, le territoire portugais com­prend:

a) Des terrains anciens, formés surtout par des roches -éruptives ou métamorphiques, qui occupent la plus grande partie du pays et constituent la zone occidentale du Massif Hespérique (ou Meseta Ibérique). Les 110ts de Berlengas et Farilhões appartiennent aussi à ces terrains.

b) Des terrains méso-cénozoiques, qui forment les bor~ dures occidentale et méridionale du pays.

c) Des dépôts modernes de couverture, représentés sur­tout par des alluvions fluviatiles et dépôts de plages, parmi lesquels se détachent ceuxdu grand bassin céno-anthropozoi­que du Tage et du Sado.

Nous allonsnous occuper, premierement, des térrains anciens; nous chercherons, surtout, à suivre l'évolution du territoire portugais pendant 1es temps antérieurs au Mésozoi­que, c'est-à-dire jusqu'à la formation du Massif Respé­rique (Fig. 1).

( *) Le conlenu de cet article a constitué, avec de petites modifi­eations, le sujet d'une leçon prononcée dans l'amphitheatre de GéoIogie de la Sorbonne, à Paris, le 28 Avril1955.

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1) COMPLEXE MÉTAMORPHIQUE

Une large étendue da Portugal est occupée par des roches éruptives et métamorphiques; parmi ces dernieres ii y a non seulement des térrains anté-cambriens, mais aussi rles roches d'origine plus moderne, toutefois anté-mésozolques.

Dans la province de I' Alentejo, entre Alter do Chão el Elvas, on peul observer le recouvrement, par les calcaires cambriens, des schistes micacés et amphiboliques, tres défor­més, da Complexe cristalin ancien de cette province. Ce der­nier constitue des affleurements étendus dans les régions d'Évora et de Arronches.

Ces affleurements sont formés par une grande variété de roches métamorphiques, rlont les plus com munes sont les schis{es amphiboliques et les amphibolites, les gneiss micacés, les micaschistes, les schistes Iuisants, les schisles chIoritiques, ainsi que les calcaires. Ces roches ont été traversées par différentes venues éruptives, surtout des granites, des diorites et des gabbros, ainsi que par de nombreux filons.

L'orientation générale des couches est NW-SF. ou NNW­-SSE. L'épaisseur des formations est impossible de calculer, à cause des plissements, mais eIle doit être tres grande.

A Cevadais, pres de Campo Maior, et dans Ia région de Arronches existent, intercalés au milieu de la série de schis­tes métamorphiques et gneiss micacés, des aftleurements len­ticulaires de gneiss hyperalcalins, à riebeckite et aegirine, dérivés de la tectonisation de roches syénitiques. Ces gneiss sont accompagnés par des syénites à néphéline et sodalite.

Au Sud de la ville de Beja, entre Senhora da Vitória. et le Rio Chança (qui forme la frontiere), ayant des deux côtés les schistes dévoniens, ii y a une bande assez élendue de schistes luisanls, lesquels ont été aussi aUribués au Complexe cristallin. Toutefois, leur âge peut être beaucoup plus récent que celui des roches d'Évora et Arronches.

Le même peut être dit des calcaires de la Serra de Fica­lho, à l'extremité SE de l'aff1eurement d'Évora. Comme ceux de Estremoz, ils pourraient bien représenter le Cambrien.

4IIIIIIj

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Mais ils sont profondément métamorphisés et manquent tota­lement de fossiles.

Les affleurements métamorphiques de l' Alentejo se con­tinuent vers le NW. I1s apparaissent en de nombreux iLots au milieu des dépôts céno-anthropozolques de la vallée du Tage.

Au même ensemble appartiennent les affleurements schis­teux de Rocio de Abrantes et de Sardoal-Mouriscas.

Une large bande de terrains cristallins, formés essentielle­ment par des gneiss et des micaschistes, occupe la parti e ter­minale de la vallée du Rio Zêzere et se prolonge par plusieurs affleurements plus petits vers le Nord, jusqu'à Penela .. En différenls endroits les roches cristallines se trouvent au milieu des terrains mésozolques du Lias.

L'âge de ces gneiss et micaschistes n'est pas clairement établi. I1s pourront appartenir au .Complexe de schistes et grauwackes an té-ordoviciens.

Dans la région de Coimbra, des schistes luisants, tres plissés, formant une bande allongée, sont surmontés par les roches du Complexe de schisles et grauwackes ci-dessus cité. Cette constatation est importante du point de vue de l'âge eles formations métamorphiques. 'l'outefois, elle ne dit rien sur te synchronisme de ces terrains a vec ceux de l' Alentejo, dont la constitution lithologique est un peu différente.

En effet, les micaschistes et schistes luisants des vallées du Mondego et du Ceira, ainsi que ceux de la région du Zêzere, peuvent ne représenter qu'un facies tres métamorpbi­que du Complexe de schisles et grauwackes.

Le massif cristallin devait s'étendre autrefois beau­coup pIus vers l'Ouest, car les roches qui forment les iLots de Farilhões et Forcadas semblent appartenir au même ensemble.

Ces ilot8 sont constitués par des gneiss et des schisles métamorphiques, parfois micacés. La bande métamorphique semble s'étendre vers le SW des ilots.

Les ilots voisins de Farilhões, c'est-à-dire Berlenga et Este­las, sont constitués principalement par un granite à grain gros­sier, biotitique.

II est à remarquer que le schiste métamorphique a été signalé, à peu pres à 1 500 m au-dessous du niveau de la mer, dans un sondage situé aux en virons de Vila Franca de Xira, ce qui montre, de même façon, le prolongement du socle cris­talin vers l'Oecident.

9l) COMPIJEXE DE SCRISTES ET GRAUWACKES

ANTÉ-ORDOVICIENS

Le Complexe de schistes et grauwaekes anté-ordoviciens occupe de larges étendues du Pays, surtout au nord du 'ruge. Ces formations se continuent par l'Espagne jusque beaucoup au delà de la fronWlre.

Au Portugal, l'affleurement le plus important est celui de la Beira, lequel occupe une grande partie des districts de Cas­telo Branco et de Coimbra, ainsi que de ceux de Guarda, A veiro, Porto et Portalegre.

Ce même systeme couvre une gr'ande étendue dans Ia val­lée du Douro, la culture des viguobles produisant le viu de Porto étant eu rapport étroit avec ces roches schisteuses.

Dans les provinces de Minho et de Traz-os-Montes le sys­teme est représenté, de même façon, par de larges affleure­ments.

Les roches les pIus tréquentes sont les schistes argileux. mieacés, et les grauwaekes de tonalités verdâtres ou brunâtres. Mais on y trou ve aussi des banes quartzitiques, des gres felds­phatiques, des calcaires, des schistes graphiteux, des sehistes amphiboliques et des amphibolites, des conglomérats, etc. Les conglomérats sont formés essentiellement par des éléments de quartz, mais on y observe aussi des galets de quartzite et grauwacke. I1s forment des intercalations au milieu des schistes. Leurs élémeuts sont assez souvent tres deformés.

Ces eooglomérats soot connus jusqu'à Salamanca, mais c'est dans la zone marginale portugaise, entre Tondela et Caminha, qu'ils sont plus épais et constitués par des éléments de pias grandes dimensions, parfois ~O cm de diametre (PI. II, fig. 1).

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Les calcaires formen t aussi des intercalations au milieu des schistes, surtout dans les affleurements de la vallée du Douro et de Traz-os-Montes.

En rapport avec des intrusions granitiques, les roches du complexe ont été assez souvent fortement metamorphisées et modifiées. Parfois, la transformation a été si profonde que

J Novrão, des.

Fig. 1 - Le Massif Hespérique (Meseta Ibérique) et ses bordures_

les affleurements ont été classés dans l' Archéen, ce qui est arrivé aussi pour des sédiments siluriens et d'autres.

A l'action du métamorphisme régional s'est ajoulée celle du métamorpbisme de contact, ainsi que les processus de migmatisation.

Les contact.s avec les granites sont marqués, de cette façon, presque toujours, par des auréoles de métamorphisme, dans lesquelles s'observenl tres fréquemment des zones de cor­néennes (comme à Santa Comba Dão, à Manteigas, à Castro Daire, à Lamego, à Mesão Frio, etc.), des séries de schistes

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macliferes et grenaliferes (comme à Porto, dans ]a Serra da .l!'reita, à Caramulo, à Caminha, etc.) ..

En ce qui concerne l'âge de cette formation, le probleme n'est pas facile à résoudre, car les roches sont stériles du point de vue paléontologique. Les rapports avec ]es roches d'autres systemes montrent que ces sédiments sont plus anciens que 1'0rdovicien (la discordance avec les couches de la base du Silurien est observable en différents endroits, par exemple à Buçaco, à Marão, dans la région d' Amêndoa, etc.).

11s peuvent correspondre soit à l'Algonquien - comme le pensait Nery Delgado -, soit à l'Infracambrien, soit même au Cambrien inférieur, a vec lequel ils ont parfois une ressem­blance lithologique tres étroite.

L'actuation des mouvements buroniens dans l'Ouest pénin­sulaire semble évidente. II faut admettre qu'elle a été accom­pagnée par des phénomenes de granitisation.

En effet, selon les géologues qui se sont occupés de l'étude des ces terrains, le Cambrien inférieur de la Province de Séville, de l'autre côté de la frontiere luso-espagnole, non seul e­ment repose sur le granite, mais, en plus, les conglomérats de . la base de ce systeme contiennent des galets de la même roche.

Les éléments connus semblent indiquer l'existence, au début du Paléozoique, d'un Continent occidental qui com­prenait la Galice, 1'0uest et le Sud-Ouest du Portugal.

Les conglomérats interstratifiés dans le Complexe de schistes et grauvaques anté-ordoviciens plaident en faveur de la même hypothese, Ces conglomérats se sont formés, sans dou te, en rapport a vec un littoral qui n'était pas tres loin.

3) SYSTEME CAMBRlEN

Au Portugal, le Cambrien fossilW~re n'est connu que dans la région de Elvas, dans la Province de l' Alentejo.

L'affleurement, orienté NW-SE, est constitué par: a) Une série inférieure, tres épaisse, formée par des

schistes, des grauwackes et des quartzites, de couleur gris-

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-verdâtre foncée, disposés en couches alternantes; iI existe aussi des dykes de diabase qui passent souvent, de façon graduelle, à des schistes diabasiques. C'est dans la partie supérieure de cette série qu'ont été trouvées, pres de VilaBoim, quelques couches fossiliferes.

Les fossiles recueillis, deformés et fragmentés, sont cons­tilués par deR Trilob'ites - Callavia choffati Delg., Delgadella 80uzai Delg., Hicksia elvensis Delg. -, des Braehiopodes - Lin­gulella-, des Lamelibranches-«Modiolopsis», etc. L'ensemble indique un âge géorgien.

Ces formations sont reeouvertes au Sud-Ouest par le Sil urien su périeur.

A cet ensemble succede: b) Une série supérieure, essentiellement ealcaire, tres

épaisse elle aussi. Les couehes sont tres plissées et ont été, en plus, coupées et métamorphisées par des inlrusions grani­tiques, syénitiques, dioritiques ou gabbro-dioritiques.

Vers le sommet, dans un tuf diabasique fin, passant à une diabase, ont été trouvées des empreintes de Helviensía delgadoi Lima, ressemblant à une algue du type des lami­naires.

En présence des éléments connus, on peut admettre que pendanl le Georgien le térritoire méridional du Portugal et de l'Espagne faisait partie d'un géosynelinal, sur le fond duquel se sont deposés des sédiments silico-argileux fins, pélagiques, pour la plupart stériles du point de vue paléontologique.

En Espagne le Cambrien débute en générale par des con­glomérats et des depôts de type grossier.

II y a eu, pendant le Géorgien, des variations dans les con­dilions de sédimenlation ainsi que différents épisodes éruptifs diabasiques.

Les eouehes fossiliferes, a vec trilobites et bi vaI ves, pla­cées au sommet de la série inférieure, correspondent, peut­-être, à un faeies marin déjà moins profond.

Vn peu plus tard, à la fin du Géorgien, ou au début de I' Aeadien, des conditions spéciales ont permis le développe­meut de récifs d' Arehéoeyathidés. Ceux-ei n'ont pas été encore trouvés au Portugal, mais ils 80nt connus dans les calcaires

de Ia reglOn de Badajoz (Serra de AIconera), non loin de la frontiere. La distribution de ces récifs sembIe indiquer que Ia région du SW du Portugal et de l'Espagne faisait partie à ce moment-Ià des terres émergées.

Le Cambrien supérieur n'est pas connu au Portugal et il semble être tres mal représenté en Espagne.

On peut admettre qu'à cette époque Ull mouvement de regression tres étendu a provoqué l'émersion d'une grande partie de la Péninsule. Celte regression a été en rapport a vec une pbase orogénique postérieure au Cambrien moyen et ante­rieure au Silurien (orogénie sarde).

4) SYSTEMEJ SILURIEN

Les roches siluriennes forment au Portugal de nombreux affleurements, tous situés au nord du massif cristaIin d'Évora.

Le plus méridional, tres large et étendu, se prolonge depuis Barrancos, sur la frontiere, jusqu'à la riviere Soro

La Serra de S. Mamede ou de Portalegre est formée aussi par un synclinal siluro-dévonien.

Au Nord du Tage, se trouve le grand affleurement de Amêndoa, a vec les couches disposées en synclinal un peu compliqué par l'existence de plis secondaires.

La Serra de Buçaco, aux en virons de Coimbra, est for­mée, de même façon, par des couches siluriennes pliées en synclinal.

Dans la région de la Beira, entre les deux aff1eurements de Amêndoa et Buçaco et la frontiere espagnole, se trouvent les affleurements de l'Ordovicien de Vila Velha de Rodão, de Monforte da Beira, de Penha Garcia, de Castelo Branco à Unbais o Velho, de Sarnadas à I.fajão, d' Arganil et, plus au N ord, ceux de Albergaria-a-Velba à Caldas de São Jorge, de Marofa et le petit lambeau de MateIa, lequel ne représente qu'un prolongement, tres métamorphisé, de l'affleurement de Marofa.

Dans Ia partie septentrionale du pays iI y a Ie grand affleurement qui s'étend depuis la région de Viseu jusqu'à Viana do Castelo, ayant une structure en anticlina1.

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Du coté SE, l'aile orientale de cet anticlinal a été inter­rompue par le granite pres de Castelo.de Paiva. Par contre, l'aile sud-occidentale se continue jusqu'à la région de Satão, quoique avec une large interruption provoquée par I'intru­sion granitique de Castro Daire. Dans la région à SE de Arouca-Alvarenga (Serra de São Macário) ce Silurien, formé essenliellement par des banes de quartzites et par desschis­tes, prend une disposition en synclinal, ayant au centre le Carbonifere. À Queiriga la structure est beaucoup plus com­pliquée.

La Serra do Marão est aussi constituée par un grand atfleurement silurien, le même se vérifiant avec les Serras de Poiares, Reboredo et Lagoaça, aux environs de Moncorvo.

II ne reste à citeI' que le Silurien de la zone Nord-Est de la province de Trás-os-Montes, dont lesaffleurements occu­pent la région de la frontiere, se continuant vers l'Espagne.

L'Ordovicien débute, au Portugal, par une transgression, nettement caractérisée.

À Apúlia, à Marão, à Buçaco, à .Arganil, les sediments de la base de l'Ordovicien sont constitués par des conglomérats à élémenls relativement volumineux (PI. VIII, figs. l-'!2j PI. x, figs. 1-'!2) formés par des galets de quartz, quartzite et lidite. À Buçaco ils comprennent aussi des galets de grauwackes, gneiss et porphyre quartzifere.

A Amêndoa e à Portalegre les couches siluriennes infé­rieures sont des arkoses grossieres, dérivées de la destruction des roches granitiques sur lesquelles elles reposent. À Cas­telo de Vide ces arkoses contiennent de petits galets quar­tzeux.

Dans le Silurien d' Almaden et de la Serra de S. Pedro (Cáceres), en Espagne, des conglomérats à éléments grossiers et quartzeux ont été aussi signalés à la base de ,'Ordo­vicien.

Il faut, donc, admettre que le Continent occidenlal, dont l'existence pendant la formation du Complexe de schistes et grauwackes semble évidente, s'est maintenu pendant le Cam­brien et au moins une partie du Silurien.

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Aux conglomérats et aux arkoses de la base - représen­tant probablement Je Tremadocien - succedent des quartzites à Scolithus, Vexillum, Oruziana et Arthrophycus et des grauwa­ckes. Ce sont des dépôts d'une mer peu profonde, mais qui couvrait à ce moment une grande partie de la Péninsule et au moins toute la région portugaise au Nord du massif cristallin d'Évora.

À Buçaco, aux conglomêrats succedent des grauwackes lie de vin, lesquels sont surmontés par lesquartzites. II faut signaler aussi que les quartzites manquent presque complete­ment dans la large bande de scbistes, attribués au Silurien inférieur, qui occupent la région au SE de la Serra d'Ossa entre Redondo et Ia frontiere de Barrancos. Ces scbistes n'ont pas de fossiles (en plus de quelques empreintes de type Nerei­tes), ce qui rend difficile la détermination de leur âge. Étant donné que les quartzites sont des roches qui partout dans le pays (et en dehors) font partie, fidelement, des séries sédi­mentaires du Silurien inférieur, cette absence ne trouve pas d'explication plausible, ce qui impose une révision de la place à aUribuer à ces scbisles. II ne faut pas s'étonner si 1'0n vient à conclure qu ils n'appartiennent pas au Silurien.

Les sédiments de facies néritique, du Skiddavien, sont surmontés par des schistes fins, argileux, du Llanvirnien-Llan­deilien, sou vent tres fOSRiliferes - Didymograptus murchisoni Boeck, Dalmanites socialis Barr., D. vetillarti Rou., Synhoma­lonotus tristani Brong., Oalymene salteri Rou., Colpocoryphe aragoi Rou., Pharostoma pulchra Barr., Homalonotus oehlerti Kerf., Placoparia tourneminei Rou., lllaenus giganteus Burm., Lichas ribeiroi Sb., Asaphus nobilis Barr., A. glabratus Sh., Orthis noctilio Sb., O. ribeiroi Sh., Orthoceras, Echinosphaerites, etc. Avec les couches de la base de cette série se sont déposés d'im­portants gisements ferriferes (Moncorvo, Marão, GuadramiI).

Des roches grossieres, grauvyackoides, gréseuses et même quartzitiques prédominent de nouveau avec le Caradocien. Les fossiles y sont abondants surtout à Buçaco et à Amêndoa. lls comprennent Dalmanites dujardini ROli., Oheirurus gryphus Barr., C. globosus Barr., Trinucleus bureaui Ochent., Orthis berthoisi Rou., Diplograptus palmeus Barr., etc.

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Penclant la déposition des roches du Caradocien eut lieu, dans la région de Buçaco, une éruption diabasique, laquelle s'arrêta avant la fin de l'Ordovicien. En plus de la roche éruptive, se sont formés des lits de tufs diabasiques, quelques fois tres fossiliferes.

La petite profondeur de la mer a permis, à ce moment, le développem~nt d'animaux récifaux et la formation de banes de calca ire, comme ceux qu'on peut observer à Penacova, Buçaco.

Le Gothlandien est formé surtout par des grauwaC'kes, des scbistes fins, des schistes ampéliteux, ete. Les fossiles, parfois abondants, comprennent des Orthoceras, CardioZa, différentes espaces de Monograptus, etc.

En plus des schistes ampéliteux à Monograplus, le Gothlan­dien comprend des lits d'une roche de type phtanile, laquelle montre assez souvent des empreintes de Graptolitidés tres finement conservées - Monograplus, Olimacograptus, Pelalo­graplus, GZyplograplus, Rastrites, etc. - Dans l'ensemble cette faune indique les étages inférieurs du Gothlandien.

A Valongo et à Amêndoa, la série est terminée par des banes gréseux ou quartzitiques, qui indiquent une sédimen­tation beaucoup plus grossiere.

Des fossiles - Homalonotus, Orthoceras, OardioZa, etc.­trouvés dans quelques unes de ces coucbes, à Serra do Bando dos Santos (Amêndoa), indiquent le Ludlow. Toutefois une partie de ces dépôts pourra appartenir déjà au Dévonien.

L'épaisseur des sédiments siluriens, quoique difficile à calculer, aUeint 'des chiftres énormes.

Ces sédiments, couvrant la plus grande partie du Portu­gal, ont été alteints et plissés par l'action des mouvements hercyniens. Les Serras de Valongo, Buçaco, Marofa, Penha Garcia, Rodão, S. Mamede, Ossa, etc., dont les crêtes montent parfois à plus de 1.000 m d'altitude, ne sont que les restes des plis ainsi formés, fortement travaillés par l'érosion.

La plupart des affleurements correspondent à des syncli­naux, plus ou moins compliqués par des plis secondaires et d'autres accidents tecloniques. L'affleurement de Valongo,

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situá aux environs de Porto, réprésente un anticlinal ayant áté rompu et percé au long de son axe par le noyau quartzi­tique du Silurien infér.ieur. Le même phénomene s'observe dans la Serra de Bougado, au NW de Valongo, ainsi qu'à Marvão.

Les plis sont orientés, en gánéral, Relon Ia direction NW-SID. Toutefois, à Marofa la direction est à peu pres E-W, même un peu deviée vers le SW, ce qui est en rapport avec uo large pli comprenant le Silurien de Queiriga et de Matela­-Matança et se continuant au delà de la frontiere, ou les affleurements reprennent la direction NW-SE (Fig. 2).

Le Silurien de Moncorvo et de Poiares montre aussi une direction générale E-W ou même ENE-WSW, c'est-à-dire que les aftleurements soot paralleles à celui de Marofa, dont les sé pare la vallée du Douro.

II est à signaler que dans la région de Mogadouro, un peu plus au Nord, existent d'importants affleurements de quartzi­tes, de facies silurien, orientés dans la même direction. Ces quartzites, inclinées vers le N ou le NW, forment des crêtes remarquables, dont les sommets les plus hauts atteignent à peu pres un millier de metres d'altitude (Serra de Figueira, Serra de Zava, Serra de Variz, Serra da Abelha, Serra da Cas­tanheira, etc.; l'ensemble constitue les Cimos do Mogadouro ou Serra do Mogadouro). Elles se prolongent encore vers l'Est, mais fortement érodées (pénéplaine de Miranda do Douro: 700-800 m d'altitude).

Des crêtes quartzitiques de même type se trouvent rlans la région de \'imioso (Algoso, Campo de Víboras, etc.) et pres de Bragança (Pinela, etc.).

Les quartzites et schistes de Vale Boi, pres d'Atenor, avec Bilobites, Vexillum et Scolithus ( ~) semblent êlre le prolonge­ment de ces quartzites de Mogadouro.

Dans la région entre Vila Flor, Murça et Mirandela, au milieu des schistes métamorphiques, se dressent aussi des crêtes quartzitiques identiques à celles de Serra de Mogadouro,orien­tées comme les couches du Silurien et. dans leur prolongement. Ces banes quartzitiques, peu inclinés vers le N E, ont formé

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des reliefs de type cuesta, comme ceux qui s'observent au Nord de la route de Mirandela à Murça, de celle de Mirandela à Vila Flor (PI. v) et dans la zone de Vilariça. Ce sont ces quar­tzites qui forment la Serra de Meireles ou Serra do Faro, la Serra de Santa Comba et la Serra de Passos, pres de Miran­dela (Pl. IV, figs. 1-'2). L'orientation des quartzites audessus citées s'approche du NW-SE. Le point le plus haut de la Serra de Santa Comba atteint 1.000 m.

Á Vila Flor, en raison de la structure isoclinale del'en­se~ble, ces quartzites recouvrent même les scbistes et les quartzites à Vexillum de l'Ordovicien (PI. VI, figs. 1-'2).

Des quartzites de même tvpe et a vec la même orienta­tion forment une longue crête un peu au Nord de Torre de D. Chama, à Pedras Juntas, se prolongeant vers le NW jusqu'à Senhora da Saúde, pres de Vale de Janeiro, au NE de Rebordelo.

Si ees quartzites, comme celles de Mogadouro, Vimioso, Bragança, Mirandela, Murça, Vila Flor, ne sont pas silurien­nes, elles ont souffert, toutefois, pendant les mouvements oro­géniques, des déformations pareilles à celles des roches du Silurien, ayant originé des crêtes identiques.

Il faut rappeler que les couches quartzitiques de Senhora da Luz, Guadramil, etc. s'orientent aussi dans la directíon NW-SE.

On doit donc conclure, que les plis du Silurien de la région SE de Trás-os-Montes ont dessiné un are à peu pres parallele à celui du Silurien de Marofa.

Des quartzites de même type de celles de Trás-os-Montes forment aussi des crêtes dans la région de Caramulo. En effet, les sommets de la Serra da Urgueira (Pi. III, fig. 1) sont constitués par ces quartzites.

Par endroits les sédiments siluriens ont été profondément métamorphisés par l'intrusion des granites hercyniens; c'est ce qu'on observe dans les affleurements du littoral du Minho, à Marão, à Matela, à São Macário, à Castelo Branco, à Marvão, etc.

En ce qui concerne les rapports avec d'autres séries géologiques, le Silurien repose en discordance sur les forma-

tioos plus anClennes. La discordaoce avec le Complexe de scbistes et grauwackes est observable, comme je l'ai dit, en différents points (à Buçaco, à Marão, dans la Beira, etc.).

L'Eo-Devonien a été plissé ensemble a vec le Gothlandien. II semble exister, presque toujours, entre les deux une lacune stratigraphique. A la fin du Silurien iI y a eu, peut-être, une pbase d'émersion.

[») SYSTEME DÉVONIEN

Les térrains dévoniens n'occupen t au Portugal qu'une petite étendue. [Js forment des affleurements isoIés, soit éo-dévoniens, soit néo-dévoniens. II existe une lacune impor­tante correspondant ao Méso-Dévonien.

Le Dévoniell inférieur n'est connu qu'au Nord du massif cristallin d'Évora, tandis que le Dévonien supérieur ne se trouve qu'au Sud et à I'Ouest du même massif.

Du point de vue stratigrapbique, I'Éo-Dévonien est repré­senté surtout par le Coblencien, bien caractérisé par une faune abondante, contenue soit dans des schistes argileux, soit dans des gres, en général de tonalités jaunes ou jaunâtres.

L'atfleurement le plus septentrional est celui de S. Felix de Laundos. II constitue une bande étroite, orientée NW-SE, ayant à I'Est des schistes du Silurien supérieur et à l'Ouest soit le Westpbalien soit des scbisles a.nté-siluriens. Les cou­cbes inclinanl en sens oposés semblentdétinir un synclinal tres comprimé.

Une coupe dans la zone cenlrale de l'affleurement laisse observer, du NE ver13 le SW:

1) Une série de schistes fins, argileux, jaunâlres, tres fossiliferes, a vec Trilobites - Asteropyge laciniatus Roemer', A. munieri Oehlert, Phacops, etc. -, O;;tracodes, Lamellibran­cbes - Avicula pseudo-laevis Oeblert, Aviculopecten follrnanni Frecb., Plerinea retroflexa Wabl., P. coslaia GoIdf., P. paillelei Vern., etc. -, un grand nombre de Bracbiopodes - Spirifer paradoxus Scbl., S. decheni Kayser, S. hystericus Schl., Stro­phomena sleini Kaysel', Ortl~is gervilei Defr., etc. -, Bryozoaires - Fenestella infundibulum Lonsd., F. retiformis Mich., F. bou.;.

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chardi Micb., etc.~, Coralliaires - Pleurodiotyum problema-tioum Gold., ,etc. -,Équinodermes, etc. dont l'ensemble indique 1e Coblencien.

2) Des sehistes, micaeés, tres' fins et doux, contenant parfois des fóssiles de poissons (Onohus, Ctenodu8, etc.), empreintes de Disoina, etc.

3) Des gres fins, ferrugineux~ avec empreintes de Cri­noides.

4) Des gres fins, tnicacés, clairs, avec des lits de scbistes interealés et des couches fossiliferes (Homalonotus, Rhynoho-nella, etc.). '

L'ensemble schisto-gréseux 2), ,3) et 4), dont la largeur occupe à peu pres 400 m, peuJrépresenter soit le Gédinien, soit encore le sommet du Gothlandien.

Des formationsde même type - a vec Phaoops latifrons, P. intermedins, P. bronni, Pleurodiotyum problematicum, Tenta­culites, etc. - accompagnant l'affleurement silurien des envi­rons de Porto, sont eonnues à Guidões, Valongo et Midões, jusqu'au Douro.

Pres de Ferreira do Zêzere, à Dornes, au milieu de la bande silurienne, avec une, structure en synclinaI, se trouve un autre affleurement de Dévonien inférieur. II s'agit d'une

. série gréseuse et grauwacko'íde, tres fossiliff:we - Asteropyge laoiniatus Roemer, Spiriter histerious Schl., etc. - appartenant au Coblencien.

L'affleurement du Dévonien inférieur le plus important est celui de la Serra de S. Mamede, à rEst de la ville de Por­talegre. Cette montagne est tDrmée par un synclinal sil,uro­-dévonien, assez modifié par j'érosion et par des accidents secondaires.

La base du Dévonien est formée par des gres tres conso­lidés et de véritables quartzites, fossiliferes - Asteropyge mi­ohelini Rouault, Homalonotus, Pleurodyotium, etc. A cesgres gédiniens succedent des Iits de grauwaekes et de schistes tres fossilifhes eux aus&i - Asteropyge laoiniatus Roemer, A~ pun­otatus Stein., A. stelifer'BuriID., Oyphaspis oercithOphlalmus

Gold.;Proetus oehlerti Bayle, Phacops potieri Bàyle, Spirifer parfldOá)US Schl., etc. -, appartenant au Cobleneien~

À J'intérieur du Synclinal onobserve ·des calcaires dolo­mitiques saris fossiles, d'âge .indéterminé mais, sans doute~ dévoniens~

,Le granite porpbyroide de Castelo de Vide a métamor-. phisé les formations siluro-dévoniennes de la Serra de Porta, legre lesquelles; pras du contact,' ont . éte transformées en corhéennes, schistes inaclifer.es, etc.

C'est à Barrancos qui se trouvent les affléurements les plus méridionaux du Dévonien inférieur portugais. ' Hs sont en rapport avec une structure en isoclinaux; les couches dévo­niennes forment le centre de synclinaux três comprimés. Les dépôts c.oblenciens, fossilifêres - Asteropyge, Phacops, Spiri· fer, .etc. - sont accompagnés par des calcaires avec des cri­noides et coraliaires, appartenant peut-être au Gédinien. Ces calcaires, de type récifal, indiquent la présence d'un fades littora/.

En certains endroits ont existé. à ce moment des zones marécageuses ou se sont développés des Psylophitines et Pro­to/ycüpodines, 'comme Drepanophycus et autres.

Des deux éta~es du Dévonien supérieur, seulle Famenien a pu être reconnu en toute certitude.

A l'Éo-Dévonien ont été aUribués les' schistes à Nereites du Bas. Alentejo, lesquels forment deux bandes assez éten­dues au Sud du massit éruptif de Beja. Celle du Nord se prolonge depuis Ferreira jusqu'à Ficalho; l'autre, separée de la premiare par un affleurement três large de schistes méta­morphiques,commence au N E de Aljustrelet va jusqu'au Guadiana.

Les roches prédominantes dans ces formations sont les schistes fins eLles grauwackes schisto'ides, micacés, de tona­litésdiverses. H y a aussi des quartzites.

Lescbuches sont tres déformées. Dans la région de S. Domingos elles forment une série de plis isoclinaux, avec le noyau des syoclinaux occupé par des roches du Carbonifere.

Lei; schistes ét grauwackes n'ont presque 'pas donné'de fossiles, sauf lesempreintes de type Nereites, trouvées dalls les schistes de la zone entre Aljustrel et S. DomingoS.Elles se rencontrent principalement à la surface des scbistes siliceux ou quartzitiques, intercalés au milieu des schistes argileux, de tona­lité grise ou rougeâtre, lesquels constituent la roche prédomi­nante.

C'est seulement dans les schistes à Nereites de Pomarão qu'ont été trou vés d'autres fossiles, parmi lesquels Clymenia lae­viga ta .Münst., Phacops granulatus Münst., etc., dont l'ensem­ble a amené le Prof. P. Pruvost à classer ces s'chistes comme fameniens.

Toutefois, Ia série est assez épaisse et on admet que le Frasnien et Iri'ême le Gi vetien pourront être représentés;

II fautsignaler encore les affleurements schisteux existant dans la zone entre Vendas do Guizo (Alcácer do Sal) et Ven':' das Novas, situ és dans le prolongement des schistes à Nereites du Bas Alentejo et considerés eux aussi comme éo-devoniens. Ce sont des schistes fins, rougeâtres, et des calcaires a vec des empreintes de Crino'ides, Lamellibranches, Brachiopodes, Trilobites, etc. mais tres mal conservées.

Pres de S.Luiz, à CercaI; une faune de Spiriféridés qui pourrait indiquer le Strunien a été trouvée récemment, dans des schistes gréseux.

Les dépots coblenciens sont donc les formations marines les plus modernes de la partie porlugaise du Massif Hésperi­que siluée au Nord dU noyau cristallin d'Évora. Cette par­tie du territoire sembleavoir émergé pendant le Méso-Dévo­nien (bloc Calédonien portugais ou Archeo-Lúsilania'), certainement en conséquence de mouvements orogéniques.

Au Sud du massif d'Évora la mer subsista pendant longo temps, commele' montrent les importants dépõts du Dévo­nien supérieur et du Carbonifere inférieur et moyen de facies marin. Toutefois, ii fautsignaler que pendant le Dévonien supérieur la profondeur de la mer a été parfois tres réduite; c'est ce que semblent indiquer les schistes à Nereites.

'PendantleDévonien il a pu y avoir, au Portugal, une

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certaine activité éruptive. En effet, la mise en place des roches magmatiques de la région de Beja et d'Évora (porphy­res, porphyrites, ~ranites, diorites. tonalites, syénites et gabbros) peut avoir commencé au Meso-Dévonien. Quelques unes de ces roches métamorphisent le Silurien supérieur et d'autres le Dinantien; des galets des mêmes roches font partie des conglomérats du Westphalien D de Santa Suzana.

La fin du Dévonien semble coincider avec uo mouvement . de régression. Les dépôts de CercaI attribués au Strunien montrent un facies beaucoup plus grossier que ceux du Famé­oien de Pomarão, situé plus ãl'Est.

6) SYSTEME PERMO·CARBONIFERE

LeJlárbonifere est représenté au Portugal par des terrains de facies mario, formant un affleurement tres étendu dans la région sud du Pays, et par des térrains de faciês limnique constituant des atfleurements isolás, situés plus au Nord.

Le Carbonifere marin est formá par des schistes argileux, grauwackes, quelques calcaires, plus rarement des grés et des quartzites. Les coucheR sont tres plissees, assez souvent dis­posées en isoclinaux dont l'érosion a coupé les sommets. La série est tres épaisse et présente, assez souvent, un facies flysch.

Du point de vue de la stratigraphie, les étages représen­lés vont du Tournaisien au Moscovien, mais peut-être avec des lacunes.

Le Tournaisien correspond à une phase de régression, laquelle aurait commencé déjà à la fin du Dévonien et s'est accentuée pendant le Viséen .inférieur. Les dépôts tournai­siens ne sont connus que sur une petite partie du littoral, à l'Ouest de l'Algarve (Bordeira, Carrapateira, Aljezur). Cet étage est représenté par des schistes gris foncés a vec Pro toca­nites algarbiensis Pruvost, Pericyolus' princeps Kon., etc. sur­montês par des .schistes du même type ayant intercalés des lits de calcaire dolomiliques avec Oyalophyllum mitralum Schl., Orthoceras, etc. II s'agit donc du Tournaisien supérieur.

Quelques dépôts a vec PericyoZus ,fasc;,culatus .de la région

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de Carrapateirapourront représenterle Viséen' inférieufl C'est seulement apres qu'auralieu la grande transgres­SÍOI'L En effet, auViséen supérieur la mer envahit deuou­veau le territoire méridional du Pays, s'étendant jusqu'en Espagne.

Sur les rives du Guadiana on observe des couches viséen­nes, avec goniatites, reposant sur les schistes du Néo-Dévo­nien. Dans.la région' de Mértola, les rochescarboniferes comprennent des schisles argileux, fins, intercalés au milieu

- de bancs de grauwaques bréchoYdes. À Aljustrel, aussi, la basel des formaÚons/carb~nifefes iJcluel des 4épôt~ congloméj ratiques.

Parmi les fossiles trouvés dans les formations viséennes il y a Goniatites striatus Sow., G. sphaericus Martin, G. subcir­

,-- cularis Miller, G. granosus Portl., G. falcatus, Roemer, G. maximus Bisat, Beyrichoceras sp., Posidonomia becheri Bronn, etc.

Les dépôls viséens couvrent une large étendue de l'Alen~ tejoet de l'Algarve depuis le Guadiana jusqu'au littoral atlan­tique. La superpositiona vec le Tournaisien peut êlre obser­vée dans la région de Carrapateira et Aljezur.

Pendant le Namurien et le Moscovien la mer continua à couvrir le Sud du Portugal. C'est seulement à la fin du Mos­covien qu'aura lieu la regression apres laquel1e cette parti~ du Pays va émerger.

La Narnurien est connu dans la région dé Carrapateira (ou iI surmonte les couches viséennes), ainsi que pres de S. Teotónio et de Marmelete; Ii est caractérisé, par la pré­sence de Reticuloceras'1'eticulatum Phillips, Glyphioceras (Homo­ceras) beyrichianum de Koninck, Homoceratoides praereticula­tum Bisat, Metacocerd8sp. et enCOre Posidoniella laevis Brown, Pterinopeóten -papyraceus Sowerby, etc.

Le Moscovien moyen et supérieur (Westphalien),lres épais; suceede aux'schistesetgrauwackes duNamuri~n. TI est

_ formê pari des danes' épai~,detratlwàckesl en ~lterlltancetavec dEis schistes; Cet éfage est eonnu dans la région de Bordeira; Carrapateira, Aljezur, Vila do Bispo, Od'eceixe" aUlour de, lá Serra de Monchique, etc. "',

Quoique les dépôls soient tres épais ils ne sont pas tres fossiliferes. Parmi les especes signalées ii y a: Gastrioceras cumbriense Bisat, G. subcrenatum Schlotneim" G. Zisteri Martin, G. cancellatum Bisat, Homoceratoides divaricatum Hind., H. praereticuZatum Bisat, NucuZoceras sp" etc.

Selon Pereira de Sousa la série moscovienne aurait plus de 1.000 m d'épaisseur, ce qui n'est pas facile d'être vérifié à cause des plissements.

Les roches carboniferes ont été métamorphisées par l'in­trusion du massif syénitique de Monchique. Au contact une importante zone de cornéennes s'est formée.

Il semble y avoir eu pendant le Viséen et le Moscovien une certaine instabilité des conditions de sédimentation, ce qui peut être dü aux répercussions des premiêres phases de l'oro­génie hercynienne.

Des instrusions magmatiques ont continuá dans la région de Évora-Beja. On considere que la formation des masses pyriteuses de I' Alentejo est en rapport a vec la mise en place des porphYI'es. De même, les gisemenls de magnétile de cette province sont liés ave c l'intrusion magmatique d'ou sont'deri­vés des tonalites, diorites, gabbros, etc.

C'est à ce moment que se sont formáes, certainement, les roches hyperalcalines de l'Alentejo, constiluées surtout par des syénites à riebeckite et aegirine; Ces roches forment diffá .. rents affleurements situés dans la région comprise entre Estre­moz, Portalegre et ELvas. EILes métamorphisent les roches, du Cambrien.

On admet qu'iL y a eu continuité de sédimentation entr'e le Dinantien et le Moscovien.

La fréquence de fossiles végétaux flotlés dans les dápâts de ces deux étages montre nécessairement qu'il y avait des terres émérgées aux en virons. Ces restes (AsterocaZamites scrobiculatus Schlot., MesocaZamites haueri Stur, M. cistiifor­mis Stur, etc,) se trouvent parlout et à peu pres dans tous les niveaux. Les terres mentionnées formaient, sans doute, à ce moment, le rebol'd méridional du Massif Hésperique.

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Vers la fio du Westphalien, avec la mer couvrant encore les régions du Sud,des bassins limniques se sont formés sar le Continent ou sont venus s'accumuler d'importants dépôts, dont les affleurements de Santa Suzana, ErvedosaetSão

- Felix-Guidões sont les témoins. A une flOl'e assez ricbe, comprenant Pecopteris dentata

Brongn., P. cyathea Schloth., P. unita Brongn., P. pluckeneti Scbloth., P. crimulata Brongn., Pecopteridium jongmansi P. B., P.' armasi Zeiller, Pcuvelle'tei P. B., Alethopleris lonchitifolia

- P. B., A. davreuxi Brongn., Linopteris obliqua Bunb., Neu­ropteris ovata Hoff., Sphenopteris obtusiloba Brongn., Sphe­no.phyllum eníarginatum . Brongn., Lepidodendron aculeatum Sternb., L. dichotomum Sternb., nombreuses especes de Sigillaria de type cannelé, etc., vient s'ajouter dans ces zooes une faune terrestre ou prédomioent les jnsectes (Phylloblatta, etc.).

Les gros galets, surtout de quartzites siluriennes, exis­tant dans les conglomérats du Westphalien d'entre Douro et Cávado, montreot que ces rocbes affleuraient déjà aux envi­

----., rons au moment de la formation des dépôts conglomératiques cités.

Le fait ne peut qu'indiquer l'éxistence d'un mouvement ayaot plisséles couches siluriennes. Ce mouvement devra se placer soit au Dévonien moyen, soit au Carbonifere infé­

~ rieur.' Il pouvait mêmeavoir commencé à la fin du Gotblandien. Ala fin du Westphalieo ou au début du Stépbaoien, la

Péoinsule suporte l'actioo d'une autre et importante pbase de l'orogénie bercynienne - pbase asturienne -, laquelle eu de grandes répercussions. Des plis d'orientation NW·SE

-- se sont formées, en même tem ps que la mer abandonna le ter­rifoire dti Sud dü' Pays: le domaine du Massif Hésperique s'élargit et se consolida.

Apresun 'Iong inlervallede tempspendanl lequel l'éro­.....---- sion s'attaqua aux' reliefs formés, unnouveau grand bassin

limnique s'esl ,constitué, dontle seultémoin est 'aujourd'bui le long affleurement du Slépbanien' nioyeu';dêsPróvinces du

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Douroet de la Beira. En rapporL avec ce bassin marécageux, la flore et la faunese sont développées abondamment. Quel­ques lits de cbarbon se sont formés en cette ocasiono

La flore comprend Lebachia parvifoZia Florin, Ernestio­dendron filiciforme Florin, Pecopteris feminaefo1'mis Scblot., P. unita Brongn., P. hemitelioides Brongn., P. polymorpha Brongn., P. lepidorachis Brongn., P. arborescens Scblot., Cal­lipteridum gigas Gutbier, Alethopteris gra.ndini Brongn., Linopteris germari Giebel, Odonfopteris genuina G. Eury, O. brardi Brongn, Neuropleris cordata Brongn., N.· zeilleri

. Lima, N. planchardi Zeiller, N. auriculata Brongn.; Mixoneura neuropteroides Goeppert, Diplotmema ribeyroniZeiller, Tae­niopteris jeiunata G. Eury, Sphenophyllum oblongifolium Ger­mar, S. longifolium Germar,Plagiozamites planchardi Ren., Sigillaria brardi Brongn., etc. La faune est constituée par des insectes (Phylloblatta, Eneriblatta, Blatinopsis, etc.), des Estheria et des mollusques (Anthracomya prolifera Water­lot, etc.).

Les sédiments, constitués par des conglomérats (PI. xv, fig. 2) gres, arkoses,· schistes argileux, ont été aecompagnés en certains points par une roche éruptive du type porpbyre grano-dioritique.

Peu apres, les dépôls stéphaniens ont été affectés par une nouvelle pbase des mouvements bercyniens, dont l'actuation s'est faite selon la même orientation que celIe des mouvements de la phase asturienne.

Dans la région de Covas do Rio et Janarde le Stéphanien occupe le centre d'un synclinal silurien, dont les quartzites du Skiddavien forment les flancs. Vers le NW le Carbonifere est chevauché par ce Silurien.

Du coté SW Ies dépôls stéphaniens contactent avec les scbistes anté-siluriens par une faille longitudinale tres étendue.

Les plis hercyniens, d'orientation NW-SE, reçoivent à ce moment leur derniere retouche. ElIes marquent encore aujourd'hui une des caractéristiques fondamentales du relief du Pays, représentées par .des crêtes quartzitiques (Fig. 2) ..

En concomitance, ou, pluLôt, subséquente aux mouve­ments .cités ii y a eu une importante intrusion granitique, laquelle a métamorpbisé et coupé, dans la région de Castro Daire, I'affleurement stépbanien, ainsi que les sédiments pIus

Fig. 3 - Esquisse de la direcLion des plissements hercyniens dans la Péninsule Ibérique. Les zones marquées avec les traits horizontaux représentent les affleurements anté-mésozo'iques. (D'apres Solé Saba-

ris, modifié dans la partie portugaise).

anciens. Ce granite, en général porphyroide, occupe de larges étendues, surtout dans le Centre et le N ord du Pays. 11 s'agit d'un granite monzonitique, à biotite et moscovite, la biotite. étant prédominante.

La génese d'importants gisements métalliferes (cassitérite, wolframite, scheelite, or, sulfures, etc.) est en rapport étroit avec cette intrusion granitique (gisements pegmatitiques et

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bydrotermaux).· Parmi eux celui· de Panasqueira est un des principaux producteurs de wolfram du monde.

Il ne faut pas oublier 1'éxistence d'un granite plus ancien; dont les fragments se trouvenf dans les congLomérats du Sté­pbanien moyen et du Westpbalien supérieur, accompagnés par des cristaux de staurotide et de àistbEme et par des gneiss, scbistes luisants, etc. provennan t de la destruction des auréo­les métamorpbiques voisines (PI. xv, fig. 1).

Les matériaux des arkoses de la base de 1'Ordovicien doi­vent être derivés de ce même granite.

Parmi les aflleurements de granites anciens peut-être anté-cambriens, ii faut mentionner ceux de Porto et de Porta­legre. Le granite de Porto est un granile alcalin, leucomeso.,. crate, à grain moyen ou grossier, avec biotite et moscovite. Une large auréole métamorpbique, formée par des scbistes macliferes, des gneiss migmatitiques, elc., accompâgne cet ailleurement granitique. En différents poinls (Lavadores, Foz do Douro) on peut observeI' le granite porpbyroYde, monzoni­tique, intrusif dans ces migmatites.

Le granite de Portalegre a été profondément tectonisé. La gneissification est postérieure au Silurien, dont une bande 8cbisto-quartzitique allongée et étroite a été comprimée au milieu du granite, lequel, à son tour, a été entouré par 1'in­trusion du granite porpbyroide de Castelo de Vide, postérieur au Dévonien et sans doute de même âge que le granite de Castro Daire.

Il semble, donc, que 1'écrasement du granite de Portale­gre a été produit par l'action des mouvements de la pbase asturienne. Aussi les porphyres et les diabases qui accom­pagnent les amas piriteux de l' Alentejo se montrent parfois écrasés et schistifiés. L'écrasement, postérieur à la minérali­sation, est dti certainement au même mouvement. L'origine des gneiss célebres de Cevadais et Arronches, dér'ivés des syé­nites hyperalcalines déjà cités,doit être aUribuée aussi à ces mouvements.

Au début du Permien, un autre bassin limniqüe s'ioslalle clans la région de Buçaco. C'est dans ce bassinque vont se

former Ies sédiments de I'Autunien,lesqueIs représentent Ies dépôts Ies plus modernes du PaIéozoique portugais. Les con­gIomérats grossiers prédominent dans ces dépôts, accom­pagnés par des schistes argileux, avec beaucoup d'empreintes de végétaux et queIques rares fossiles d'animaux terrestres. Parmi Jes végétaux iI y a Lebachia parvifolia Florin, L. goep· perUana Florin, L. lareifolia Florin, Gallipteris conferta Slernb. Pecopteris hemitelioides Brongn., P. polYfhorpha Brongn., F.lepidorachis Brongn., Oallipteridi.um gigas Gutbier, C. regina Roemer, Diplotmema ribeyroni ZeiJIer, Odontopteris brardi Brongn., O. osmundaeformis SchIoth., Neuropteris zeilleri Lima, N. planchardi Zeiller, Mixoneura' neuropteroides Goep., Tae­niopteris jejunata G. Eury, T. multinervis Weiss, Sphenophyl­lum oblongitolium Germar, S. thoni Mahr, S. angustifolium Germar, etc. La faune comprend un Eurypterus et queIques restes d'insectes.

Ces sédiments ont été affectés, apres leur déposition, par une nouveJIe phase orogénique ayant originé des plis de direc­tion Nord-Sud.

Comprimés contre le massif hétérogene qui se trouvait à l'Est, les terrains autuniens ont été fortement plissés et dislo­qués par rapport à I'éperon quartzitique du Silurien.

L'existence de fragments de granite et de grands cristaux de feldspath dans les sédiments autuuiens peut indiquer que les granites de Beira affleuraientdéjà au moment de la dépo­sition de ces roches (PI. X'fI, fig. 2).

Les pressions orogéniques ont provoqué la fracturation des massifs granitiques. Dans les fractures et les failles ainsi formées se sont installés de nombreux filons, pegmatitiques, aplitiques, quartzeux ou de roches basiques. Quelques uns de ces filons se sont formés au moment ou un peu apres 1'in­trusion. D'autres, comme les filons basiques (doIérites, gabbros, etc.) sont surement beaucoup. pIus modernes.

Entre la fin de la sédimentation de l' Autunien et la for­mation des premiers dépôts du Mésozo'ique un long intervalle de temps s'écoulera.En effet, sur les couches tres disIoquées du Permien inférieur, reposent en discordance des dépôts,

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légerement inclinés vers te NW, du Rhétien, lesquels forment la base de la série mésozoYque portugaise (Pi. XVII, fig. 1).

Il faut croire qu'à la findu Paléozoique le Massif Hespé­rique s'étendait beaucoup plus vers l'Ouest, jusqu'au delà des ilols de Berlengas et Farilhões.

Faculdade de Ciências de Lisboa, Centro de Estudos de Geologia Pura e Aplicada lFunda­dação do Instituto de Alta Cultura).

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C. TEIXEIRA - L'é'l:olution du lerl'itoire porlugais PL.lI

Fig.l-Conglomérat du complexe de scbistes et grauwackes anté-siluriens, avec de grands galets . Rive droite du Douro, en face de Crestuma,Gondomar.

Fig. '2 - Petits plis dans des scbistes argileux, anté·siluriens. Trancbées de la route de Cacheiro, pres de Nisa.

C. TEIXEIRA - L'évolution du territoire portugais PL. III

Fig. 1-Crêles quarlziliques, à faciés silurien. Serra da Urgueira, CaramuJo.

(C l iché DI'. J. Á 'vilet Mm·tins)

Fig. 2 - PUs dans Ies grauwackes anté-siluriens. Lit du Rio Alva, pres de Lomba do Canho, Arganil.

(Cliché O. T eixe;" a)

Dor, SO C' o {/ enT. P o rl., \"01. X TTI, 1 959

C. TErXEIRA - L'évolution du territoire portugais PL. IV

Fig. 1- Banes de quartzite se débitant en dalles. ALLo do Orelhão, Serra de Santa Comba, Mirandela.

Fig. S - Banes de quartzites à faeies silur:en. Serra de Passos (au fond le signal geodésique Soalheiro), Mirandela.

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C. TEIXl'llRA - L'évolution du territoire portugais Pr,. VI

Fig. 1 - Banes de quarlziles siluriennes, prês de Eucisia, Moncorvo.

Fig. 2-Banes de quartzites siluriennes de Eucisia, pres d u signal géodésique São Paio. Détail de la photographie antérieure.

(Clichés C. Teixeim )

C. TEIXEIRA -L'évolution du terriloire portugais PL. VII

Fig. 1 - Plis dans les quartziles siluriennes. Serra da Boneca, Sebolido, sur la rive droite du Douro.

Fig. 2 - Plis dans les quarlziles siluriennes. Salto do Sousa, Gondomar.

(Clic hés C. T eixeim)

Boi. Soe. Ge0 7. ParI., \'01. x I TT, 1959

--C. TEIXEIRA - L'évolution du lerritoire porlugais PL. VIII

Fig. l - Banes de eonglomérats de la base du Silurlen. Plage de Apúlia.

Fig. 2 - Conglomérat de la base du Silurien. Covelo de Baixo, Tábua.

(Olichés C. l 'cixcim)

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C. TEIXEIRA - L'évolution du terriloire portugais PL. X

Fig. 1- Conglomérat de la base du Silurien Versant oriental de la Serra do Marão (500m environ au NE du signal géodésique).

Fig. l! - Dn autre aspect du conglomérat de la base du Silurien. Versanl oriental de la Serra do Marão (500m environ au N E du signal

géodésique).

C. TEIXEIRA - L'évolution du lerritoire porlugais PL. XI

Fig. 1 - PUR dans les quarlzites siluriennes de la Serra do Marão. Escar­pement dans la partie initiale de la vallée de Rio de Bojas,

au NW du signal géodésique de Marão.

Fig. 2- Quarlzites du Silurien inférieur (quartzites à Vexillum) traver-~ - ~~ ___ L -"- l7;n~o~ RrtnAln Mnnrlim de Basto.

C. TEIXEIRA - L'évolution du tel'ritoü'e pOTtugais PL. XII

Fig. 1- Plis dans les qllarlzites du Silurien inférieur (quarlzites à Cntítiana). '1'ranchée de la route de Freixo de Espada à

Cinta à Lagoaça, à Palão, pres de Mazouco.

Fig. 2 - Pli dans les quarlzites du Silurien inférieur de Ribeira do Mosteiro, 3,5 km environ au WSW de Poiares.

C. TEIXEIRA - L'évolulion d H lerritoire porlugais PL. XTIf

Fig. 1-Banes de quartzites du Silurien inferieur. Bord occidental du synclinal de Penha Garcia, pres du village.

Fig. 2 - Banes de quartzites du Silurien inférieur, comprimés au milieu du granite. Penha, 2 km au NW de Portalegre.

(Clichés O. 'J'eixeim)

Do!. Soco Gcol. Port., vol. XIII, 1 959

c. T E IXEIRA - L'évohttion du lerritoire portugais PL. XIV

Fig. 1 - Faille, avec décrochrment, dans les quartzites du Silurien infé­rieur de Castelo de Vide. Des sources médicinales émergent de la faille,

dont I'orientation est N N E.

Fig. 2 - Granite tectonisé. Route de Portalegre à Alpalhão, à 2km environ de Portalegre et 500 m au SW de Penha.

(Clic hé8 G. :.feixei1'a)

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C. TEIXEIRA - L'évolution du lerritoire porlugais PL. XV

Fig. 1 - Conglomérat carbonifere (Westphalien D), avec un gros bloc de granite. Pres du hamrau de Souto, Outeiro Maior, Vila do Conde.

Fig. 2 - Conglomérat carbonifere (Sléphanien). Galinheiros, Arouca.

C. TEIXEIRA - L' évolution du territoire portugais PL XVI

Fig. 1 - Conglomérat de l' Autunien inférieur de Buçaco, pres de Salgueiral, Luso.

Fig. ~ - Fragment de granite dans un conglomérat de l' A utunien de Buçaco, recueilli pres de Luso. Ii s'agit d' un granite à grain fin

C. TEIXEIRA - L'évolution du territoire porlugais PI,. XVII

Fig. 1 - Discordance entre les schistes do Carbonifere marin et les couches conglomératiques du Rhétien. Tranchée de la route pres

de São Tiago do Cacem.

Fig. 2 - Conglomérat avec des galets de granite, de la base du Rhélien. Tranchées de la route de Angl'ja à S. João de Lourl',

prês de Frossos, Aveiro. (Clichés C. Tei:rci-ra )

DoI. Soc o Gcol. POI·t ., vol. XIII . 1959