Granitóides Variscos (Classificação)

Este é um primeiro “post” sobre as rochas ígneas em Portugal Continental. Na zona norte do território português são abundantes as rochas ígneas plutónicas, quase todas elas geradas durante a colisão  que deu origem à Cadeia Varisca. Neste primeiro “post” há uma tentativa de esclarecer a classificação das rochas granitóides da Zona Centro Ibérica (ZCI) e enquadrar a sua génese no contexto das diferentes fases orogénicas. 

A Zona Centro-Ibérica (ZCI) é o segmento da Cadeia Varisca Europeia onde as rochas graníticas afloram em maior extensão e apresentam uma maior diversidade tipológica.

A caracterização petrográfica, geoquímica, isotópica e estrutural desses granitóides pode, por isso, contribuir significativamente tanto para a identificação dos mecanismos responsáveis pela produção e diversificação de magmas graníticos em contexto colisional, como para a reconstituição das condições tectonometamórficas prevalecentes durante a orogenia varisca, Foto 1, sendo por isso importantes indicadores geocronológicos, uma vez que limitam temporalmente a deformação que lhes está associada.

Granito Vale das Gatas (orógeno Varisco)-6

Foto 1 –  A Cadeia Varisca foi o resultado da colisão entre dois grandes blocos continentais: Laurásia a norte e Gondwana a sul.  Associada à evolução geodinâmica desta cadeia  orogénica paleozóica ocorreu importante fusão parcial da crosta continental, como é evidenciado  pela génese e exumação de maciços migmatíticos  e graníticos, no geral intimamente relacionados. (Fonte do esquema : https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S1674987114000310)

Classificação dos granitóides varisco

Os granitóides variscos da ZCI têm sido classificados em diferentes grupos com base em critérios petrográficos, geoquímicos, estruturais e geocronológicos. Estudos estruturais mais recentes demonstraram que o plutonismo granítico de idade varisca só ocorreu em estádios relativamente tardios da orogenia e está preferencialmente relacionado com a última fase de deformação dúctil (D3). Tendo como base as relações temporais com a deformação, subdividiram-se os granitóides variscos em quatro grandes grupos: ante-D3, sin- D3, tardi- D3 e pós- D3. Neste esquema de classificação, as escassas intrusões de granitóides com idades compreendidas entre o Proterozoico Superior e o Paleozóico Inferior são referidas como pré-variscas, Foto 2.

Granito Vale das Gatas (Classificação dos Granitóides)

Foto 2 –  Cronologia da génese dos granitoides e das rochas máficas e ultramáficas na tectogénese varisca, cartografados em diferentes Zonas da Placa Ibérica. Em fundo, um pormenor do granito de Vale das Gatas (Vila Real). A região de Vila Real encontra-se localizada no bordo de um extenso maciço formado por granitos variscos sin- a tarditectónicos relativamente a D3 onde diferentes tipos de granitos de duas micas ocorrem.  O  granito de Vale das Gatas (de grão médio, porfiróide, moscovítico-biotítico) apresenta evidências de uma foliação magmática conferida pela orientação dos fenocristais de feldspato, biotite e, mais raramente, moscovite. Este granito aparenta ter sido deformado pela fase D3 antes de estar completamente consolidados, o que justifica a existência de uma estruturação interna magmática planar, com direção concordante com as estruturas regionais (granitos sin-D3). (Fonte do esquema : https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S1674987114000310)

Com base em estudos geocronológicos realizados em diversos maciços graníticos do centro e norte de Portugal é possível distinguir dois grandes ciclos de actividade magmática varisca na ZCI, correspondendo respectivamente à instalação dos granitóides sin-D3 (≈ 320-310 Ma) e dos granitóides tardi-pós-D3 (≈ 310-290 Ma), Foto 3.

Granitóides

Foto 3 – Dois grandes ciclos de atividade magmática varisca na Zona Centro Ibérica (ZCI. (Fonte do esquema : https://ria.ua.pt/handle/10773/13089)

Interpretação Genética da atividade magmática varisca na ZCI.

Os leucogranitos e granitos de duas micas sin-D3 têm sido interpretados como produtos da fusão parcial de protólitos da parte média da crusta continental durante o clímax do metamorfismo regional. Existem, contudo, diferentes perspectivas sobre a natureza dos materiais crustais envolvidos na sua petrogénese. Alguns autores defendem que as características geoquímicas e isotópicas dos granitóides peraluminosos sin-D3 (tipo-S) são compatíveis com moderados graus de fusão parcial de rochas exclusivamente metassedimentares (metapelitos e/ou metagrauvaques) hidratadas.

Outros investigadores consideram que os principais reservatórios parentais têm composições ortognáissicas. Noutros modelos ainda, admite-se uma origem por fusão parcial, em condições de deficiência em água, de metassedimentos imaturos e/ou de rochas félsicas metaígneas.

Em geral, atribui-se aos granodioritos e granitos biotíticos, sin- e tardi-pós-D3 uma filiação I (ígnea) ou transicional I-S e uma origem mais profunda, seja por anatexia de materiais da crusta inferior, seja por hibridização entre fundidos félsicos crustais e magmas máficos derivados do manto.

Podemos assim concluir que as espessas séries de sedimentos do Neoporoterozoico – Paleozoico inferior, com elevada representatividade no norte de Portugal soferam durante a orogenia varisca uma evolução complexa no final do Paleozoico. Durante esta fase final da orogenia varisca ocorreu um abundante magmatismo que caracteriza a Zona Centro Ibérica e cuja génese está diretamente associada a fenómenos de deformação gerados após a colisão continental. Atendendo aos diversos processos que estão na base da su génese e evolção, os granitoides da ZCI apresentam elevada diversidade tipológica, reconhecendo-se por isso a utilidade da sua classificação.

Fontes consultadas :

  1. https://ria.ua.pt/handle/10773/13089
  2. http://www.lneg.pt/download/9542/44_2867_ART_CG14_ESPECIAL_I.pdf

 

Museu do Quartzo

O Museu do Quartzo localiza-se no Monte de Santa Luzia, sobre a cratera resultante da exploração de quartzo neste local, Foto 1.

Museu do Quartzo (Viseu)

Foto 1 –  A exploração do quartzo no Monte de Santa Luzia, pela Companhia Portuguesa de Fornos Elétricos de Canas de Senhorim, entre 1961 e 1986, teve como resultado um enorme rasgão na paisagem. O escarpado deixado pela exploração revela um filão de quartzo leitoso, associado aos granitos do final da Era Paleozoica, com cerca de 280 milhões de anos.

O Museu do Quartzo, é um centro interpretativo de exploração do património geológico e natural. Com uma forte vertente pedagógica e visitas adaptadas às várias faixas etárias, este é um espaço interessante no âmbito da aprendizagem da geologia, do património natural e da sua proteção e preservação.  O primeiro piso disponibiliza um auditório, uma sala de estudo e uma biblioteca. O piso superior do edifício conta com uma exposição denominada “A tua casa – O teu Reino Mineral” onde se pretende dar a conhecer a aplicação dos recursos minerais no dia-a-dia. Dispõe também de uma área adaptada para experimentação pedagógica e um espaço para os mais pequenos – “Rochas, Rochinhas, Minerais e Miúdos”.

Quartzo como recurso geológico

O nome deriva de uma palavra alemã: Quarderz! Este termo provém da gíria mineira germânica, que significa ganga, nome dado ao quartzo leitoso sem interesse económico associado aos minérios.

Outrora muito utilizado na indústria eletrometalúrgica nacional para a produção de Fe-Si e Si, o quartzo entrou num novo ciclo, mais complexo devido à heterogeneidade dos mercados, das suas aplicações nas tecnologias modernas e nos minerais que aparecem associados como é o caso do berilo.

A composição química do quartzo é SiO2, e cristaliza no sistema trigonal, Foto 2. Os seus cristais são, em geral, transparentes ou hialinos, brancos, ou branco-leitosos. A presença de impurezas (ferro, manganés, titânio) dá ao quartzo tonalidades diferentes (amarela, rosa, violácea, cinzenta ou preta). É um mineral alocromático, isto é, a cor destes minerais está relacionada com a presença de elementos químicos, em pequenas quantidades, na estruturas cristalina, e que não fazem parte da sua composição química fundamental. Estes minerais são incolores quando quimicamente puros.

Museu do Quartzo (Viseu) Formas -2

Foto 2 – Formas cristalinas típicas do quartzo.  A sílica, na natureza, apresenta-se em formas cristalinas, microcristalinas ou criptocristalinas, podendo ocorrer como quartzo, tridimite, cristobalite, calcedónia (que inclui ágata, ónix, chert, jaspe e opala). A coesite e a stishovite, duas fases de alta pressão, foram encontradas em quantidades muito reduzidas na cratera do meteorito do Arizona (Meteor Crater) tendo sido encontrada coesite num quimberlito (rocha ígnea plutónica vulgarmente conhecido como a rocha que contêm diamantes) na África do Sul.

O quartzo é fonte de silício. Este elemento químico é o segundo  mais abundante da crusta terrestre, logo a seguir ao oxigénio, de tal modo que, devido à sua afinidade com ele, no estado nativo, apenas ocorre na natureza em condições muito especiais. O silício no estado puro é uma substância de baixa densidade, de cor prateada e que que possui uma aparência semimetálica lustrosa.

A sílica é essencial em algumas espécies como as diatomáceas e esponjas, que a utilizam para fazer os seus esqueletos. A sílica é também importante para o crescimento dos ossos, pelo menos para os ratos e galináceos e também para os humanos.

Aplicações do quartzo

As aplicações do quartzo e dos produtos seus derivados são bastantes variadas. Os setores da metalurgia, dos abrasivos, dos refratários e dos cerâmicos são os mais importantes.

O quartzo pertence ao grupo de materiais designados por dielétricos, ou seja, não conduzem corrente elétrica mas que permitem que campos elétricos sejam criados e que os atravessem. O quartzo apresenta o efeito piezoelétrico que se traduz no facto de uma placa de quartzo resultante de corte segundo determinada direção poder ser deformada mecanicamente numa extremidade, criando-se uma carga elétrica na extremidade oposta. Este fenómeno desaparece logo que cessa a pressão exercida. Os”chips” são preparados pela produção, em primeiro  lugar, de cristais de silício ultrapuros e, depois, pela introdução nestes cristais de quantidades de determinadas de certos elementos químicos de modo a produzirem-se as propriedades elétricas desejadas. Outra aplicação do silício é em fotocélulas ou células solares nas quais finas camadas de silício, quer na forma de cristais individuais, quer na forma de filmes de silício amorfo, juntamente com outros compostos, transformam a luz diurna em energia elétrica.

O SiC possui possui inúmeras aplicações incluindo cerâmicos técnicos, reforço de plásticos e tratamento de superfícies, na forma de pós finos, fibras ou revestimentos. Fibras de SiC são também incorporadas em certos vidros, plásticos, resinas e produtos metálicos para aumentar a resistência mecânica dos materiais.

Génese do quartzo

Devido à enorme abundância do quartzo e à sua estabilidade química, este silicato ocorre em númerosos ambientes geológicos destacando-se os seguintes: quartzo filoniano e de pegmatito, quartzo de areia, cascalho e seixo, quartzo de quartzito, chert, sílex e lidito.

Em Portugal existe quartzo de excelente qualidade oriundo de filões quartzosos e pegmatíticos, relacionados essencialmente com granitos, localizados na sua maioria no norte do país. As principais ocorrências concentram-se nos distritos de Viseu, Guarda, Braga, Vila Real e no Porto.

Na atualidade, um dos corpos pegmatíticos mais importantes do ponto de vista geoeconómico como geológico-mineralógico é o da Senhora de Assunção, no concelho de Aguiar da Beira. O quartzo neste corpo aparece associado ao berilo. Este mineral é usado nas indústrias, aeroespacial e militar devido à sua elevada resistência, baixa densidade e estabilidade dimensional sob uma larga gama de temperaturas (permite ser usado em estruturas de satélites, travões de aviões, bem como em reatores nucleares).

Álbum de fotos do museu do quartzo e fotogaleria de quartzo pode ser consultado no link: Álbum de fotos pode ser consultado aqui.

Fontes consultadas:

https://www.palimage.pt/obra/recursos_geologicos_de_portugal/

 

Bacia Carbonífera do Douro

O Carbonífero está representado em Portugal por terrenos pertencentes a duas fácies. Uns, de natureza marinha constituem mancha extensa que abrange parte do território do Alentejo e norte do Algarve. Outros, de origem continental, de natureza límnica, formam afloramentos isolados no meio de terrenos mais antigos, tais como os de Santa Susana ou do Moinho da Ordem (Alcácer do Sal), S. Pedro da Cova – Midões – Germunde-Pejão-Queiriga (afloramento dúrico-beirão), S. Pedro da Cova-Ervedosa, Alvarelhos, Laudos e Buçaco.

Uma Bacia Intramontanhosa

A Bacia Carbonífera do Douro (BCD), Foto 1, estende-se desde S. Pedro Fins (Maia) até Janarde (Arouca), sendo a maior e mais importante bacia sedimentar do Carbonífero que existe no Sulco Carbonífero Dúrico-Beirão. Trata-se de uma bacia intramontanhosa, aberta em pull-apart esquerdo com sedimentação exclusivamente continental e está datada do Ghzeliano (Estefaniano C inferior) a partir de elementos paleobotânicos e paleozoológicos. A SW encontra-se delimitada em quase toda a extensão pelo Câmbrico (Complexo xistograuváquico), havendo também a registar o contacto com outras formações do Carbonífero em Sete Casais e com terrenos do Silúrico em Janarde. O contacto NE é marcado por uma importante falha inversa que coloca formações do Paleozóico inferior, estruturadas no flanco inverso do Anticlinal de Valongo, sobre o Carbonífero.

Mapa

Foto 1 –  O Paleozóico da Área Metropolitana do Porto está fundamentalmente bem representado no Anticlinal de Valongo, uma importante estrutura geológica estruturada na primeira fase de atuação da orogenia Varisca, que se estende por mais de meia centena de quilómetros desde a proximidade de Esposende até Castro Daire. A sudoeste do Anticlinal ocorre o Carbonífero, numa estreita faixa desde norte de Valongo a nordeste de Viseu. Após a sedimentação do Paleozóico de fácies marinha (Câmbrico a Devónico), a atuação da 1ª fase da orogenia varisca estruturou o Anticlinal de Valongo. Trata-se de uma antiforma anticlinal assimétrica, com direção NW-SE, cujo eixo mergulha para NW, com um plano axial inclinado para NE. O flanco normal (leste) tem uma inclinação de aproximadamente para NE prolongando-se desde Valongo até leste de Castelo de Paiva por uma extensão de 20 km onde é cortado por granitos variscos, enquanto o flanco inverso (oeste), mais inclinado (subvertical) se prolonga para sul por uma extensão de 50km até perto de Castro Daire sendo também intersetado por granitos variscos. A oeste do flanco inverso, mais precisamente ao longo da Zona de Cisalhamento do Douro instalaram-se bacias continentais onde se depositaram as formações do Carbonífero.

Carvão uma rocha biogénica

O carvão é uma rocha sedimentar orgânica, “conglomerática”, constituída, essencialmente, por material vegetal cuja acumulação, preservação e posterior evolução constituem o somatório de processos complexos, controlados por fatores de natureza diversa, desde os ecológicos, até aos tectónicos que condicionam a sua evolução pós-sedimentar. Esta rocha resulta de uma concentração anormal de matéria orgânica, que apesar do seu aspeto homogéneo, é, pois um sistema extremamente complexo, quer do ponto de vista petrográfico, quer do ponto de vista físico-químico.

Os ecossistemas palustres (em meio continental) são os ambientes por excelência da deposição da matéria orgânica. Dependem do clima, da morfologia e do enquadramento geotectónico da bacia que, em conjunto condicionam o regime hidrológico do pântano e, consequentemente, o nível de água, a quantidade e tipo de nutrientes, o pH e Eh do ambiente. Os carvões formam-se em dois tipos diferentes de pântanos. Os ombrotróficos, cuja superfície do solo se situa acima do nível freático, a precipitação é superior à evaporação (turfeiras boreais) e o fornecimento de nutrientes e a preservação de matérias orgânica depende, exclusivamente, da pluviosidade, o que conduz a uma intensa acidificação do meio e uma redução da diversidade de espécies vegetais. Um outro tipo de pântanos, minerotróficos, caracterizam-se por apresentarem a superfície topográfica abaixo do nível freático, o que implica uma abundância de nutrientes permitindo o desenvolvimento de uma grande diversidade de espécies vegetais, Foto 2.

Floresta

Foto 2 –  Jazida fossilífera de Ermesinde. No Carbonífero Superior, há cerca de 315 milhões de anos, em Portugal formavam-se cordilheiras de montanhas com lagos envolvidos por vegetação. Havia cavalinhas gigantes (Calamites) e plantas afins de licopódios e selaginelas atuais mas de porte arbóreo (Sigillaria, Lepidodendron) a par de coníferas que lembravam araucárias.  Os fetos eram abundantes. Esta vegetação desenvolvia-se em ambientes pantanosos, sob clima húmido e relativamente quente das áreas situadas próximo do equador da Terra de então. São desta altura muitos dos depósitos de carvão mundiais. Inclusivamente de Portugal, e que foram explorados pr exemplo em S.Pedro a Cova e em Santa Susana.

Para que seja possível a acumulação de uma camada espessa de turfa, é necessário a conjugação dos seguintes pré-requisitos: equilíbrio entre o nível da água do pântano e a taxa de acumulação da matéria orgânica, proteção do ecossistema contra a entrada prolongada de sedimentos detríticos e manutenção do ecossistema durante um período de tempo suficientemente longo para que a turfa se possa acumular sem interrupção. Existe uma grande diversidade de ecossistemas com características que permitem a acumulação de camada espessa de turfa, como é o caso dos pântanos de floresta e pântanos de vegetação herbácea.

O ciclo evolutivo da matéria orgânica é completado por processos bioquímicos e físico-químicos mais ou menos complexos ocorridos após a deposição de matéria orgânica e designados genericamente, por incarbonização, no caso dos carvões. Na fase inicial (incarbonização bioquímica) os restos vegetais são degradados por ação bactéria e química, com produção de substâncias húmicas (humidificação) que vão, progressivamente, sendo gelificadas (gelificação). As fases seguintes (incarbonização geoquímica) dependem de fatores termodinâmicos associados à subsidência da bacia, nomeadamente, o aumento da pressão e da temperatura. Estes processos conduzem quer a modificações significativas nas características químicas (aumento do teor do carbono, diminuição do teor em matérias voláteis) e físicas (dureza, porosidade e reflectância) dos constituintes orgânicos quer à geração de produtos neoformados como o caso do gás.

O estado de evolução atingido pela matéria orgânica no decurso da diagénese transformando a turfa primeiro em carvões de grau inferior (lignite), depois em carvões de grau médio (carvão betuminoso) e finalmente em carvões de grau superior (antracite), Foto 3.

Carvão (São Pedro da Cova)-6

Foto 3 – Antracite (São Pedro da Cova – Gondomar).  Os carvões ocorrem em Portugal em formações do Paleozóico (Carbonífero), do Mesozóico (Jurássico Superior) e do Cenozóico (Miocénico e, principalmente, Pliocénico). Por sua vez, em termos de qualidade, os carvões que ocorrem em Portugal cobrem todas as gamas consideradas nas classificações internacionais, nomeadamente em relação ao grau de incarbonização. Ou seja, ocorrem em Portugal carvões cujo grau se distribui desde as lignites menos evoluídas (exemplo Bacia de Rio Maior) às antracites mais evoluídas (exemplo Bacia Carbonífera do Douro). As antracites da Bacia Carbonífera do Douro são, mesmo, as antracites mais evoluídas em termos de incarbonização conhecidas no Continente Norte-Atlântico.

A fase inicial da degradação da matéria orgânica por ação bacteriana e química ocorre durante a diagénese (até 60C), estando os fatores termodinâmicos associados à subsidência da bacia, por aumento da pressão e da temperatura, e do tempo durante o qual atuam.

Com condições de temperatura e pressão associadas já ao metamorfismo, a matéria orgânica passa por um processo designado por grafitização, passando a antracite a grafite. Para atingir a grafite, não só a temperatura é essencial, mas também pressão litostática e a tensão de cisalhamento, assim como o tempo durante o qual atuam, promovendo o alinhamento das unidades básicas estruturais até obter a estrutura cristalina típica da grafite. A grafitização tem início dentro da fácies dos xistos verdes (zona biotite) e termina na fácies anfibolítica.

Referências:

https://core.ac.uk/download/pdf/61899584.pdf

https://ria.ua.pt/bitstream/10773/13091/1/A%20sediment%20carbon%C3%ADfera%20na%20bacia%20do%20Bu%C3%A7aco%20.pdf

https://www.researchgate.net/publication/237063195_Cunha_PP_Lemos_de_Sousa_MJ_Pinto_de_Jesus_A_Rodrigues_CF_Telles_Antunes_M_Tomas_CA_2012_-_O_Carvao_em_Portugal_Geologia_Petrologia_e_Geoquimica_In_MJ_Lemos_de_Sousa_CF_Rodrigues_e_MAP_Dinis_Eds_O_Carv

 

 

 

 

 

Cascata São-Joanina

Quem vem e atravessa o rio
Junto à serra do Pilar
vê um velho casario
que se estende até ao mar

Quem te vê ao vir da ponte
és cascata são-joanina
erigida sobre um monte
no meio da neblina.

Carlos Tê – Porto Sentido

Na área do Porto existe um levantamento geral de cerca de 100m desde o Pliocénico (entre os 2 e o 5 milhões de anos). Este levantamento é uma das principais causas para a antecedência do rio Douro, na área das cidades do Porto e Gaia, Foto 1.

Rio Douro (Porto)

Foto 1 – Ponte D. Luís junto à Ribeira e em segundo plano a Ponte da Arrábia mais a oeste.  Na ponte da Arrábida, a 2,9km da foz do Douro, o encaixe do rio atinge mais de 70m.  Entre esta ponte e a ponte de D. Luís o entalhe do rio traduz muito bem essa antecedência. As vertentes, talhadas no granito do Porto, atingem 40% de declive com bastante frequência. Esta é a principal razão para a surpreendente paisagem urbana do Porto.

Antecedência

A antecedência corresponde a um processo de inadaptação de linhas de água a relevos tectónicos que se desenvolveram posteriormente à instalação da drenagem. Diz-se que uma linha de água é antecedente relativamente a um relevo que atravessa quando a formação desse relevo por levantamento tectónico (dobramento ou movimentos de falhas) ocorre posteriormente à linha de água ter estabelecido o seu percurso.

A velocidade de levantamento tem de ser suficientemente lenta para que o rio possa compensar o levantamento tectónico por erosão vertical (encaixando-se), mantendo o seu trajeto. No geral a processo de levantamento é testemunhado pela presença de terraços tectónicos escalonados nas vertentes do vale fluvial, no setor em que este atravessa a área em levantamento.

Esta parece ser a explicação para a existência de vertentes abruptas neste trajeto final do Rio Douro. O curso do Rio Douro estava já estabelecido antes do relevo tectónico ter sido desenvolvido por movimentação ao longo de falhas herdadas da Orogenia Varisca.

Fajãs detríticas

Fajãs detríticas costeiras com sistemas lagunares – como as Fajãs da Caldeira de Santo Cristo e dos Cubres na Ilha de São Jorge – constituem locais de elevada riqueza geológica, biológica e paisagística, tendo mesmo se tornado um ícone paisagístico do Arquipélago dos Açores.

Muito embora seja do conhecimento geral que a génese de fajãs detríticas costeiras está intrinsecamente ligada à evolução das altas arribas litorais típicas de ilhas vulcânicas, e aos processos de movimentos de massa associados a esta evolução, pouco se conhece acerca dos processos que concorrem para a génese de fajãs detríticas costeiras que exibem sistemas lagunares. Em particular, dúvidas ainda subsistem acerca da possibilidade dessas fajãs serem um resultado directo e fortuito do deslizamento que lhes deu origem, ou, por oposição, serem resultado de um retrabalhamento marinho (por ondas e correntes) após a sua implantação. Um acontecimento recente, no entanto, promete revolucionar o nosso conhecimento sobre o assunto: um deslizamento ocorrido na Ilha do Corvo durante o temporal de 30 de Outubro de 2012, e o seu desenvolvimento posterior, constitui um análogo exemplar para a génese destas morfologias.

Texto retirado de : https://repositorio.uac.pt/bitstream/10400.3/3748/1/DissertMestradoResumoIndIntrodCASM2015.pdf

Vídeo : Estudo da Fajã dos Milagres no Corvo ajuda a explicar formação das fajãs

https://www.acorianooriental.pt/noticia/estudo-da-faja-dos-milagres-no-corvo-ajuda-a-explicar-formacao-das-fajas-289737?utm_campaign=shareaholic&utm_medium=facebook&utm_source=socialnetwork

Terreno Finisterra na Foz do Douro

Estudos recentes colocam o “Complexo Metamórfico da Foz do Douro” no limite norte da Placa Finisterra, sendo limitado a Este pela zona de cisalhamento Porto-Tomar-Ferreira do Alentejo, considerada como uma falha transformante direita que separa as placas Finisterra e Ibéria e, a Oeste, pelas sequências com menor grau de metamorfismo do Proterozóico Superior do Domínio de Espinho, que apresentam afinidades com a Zona de Ossa Morena.

Na zona ocidental da cidade do Porto, junto à orla litoral entre a foz do rio Douro e o Forte São Francisco Xavier (vulgo Castelo do Queijo), encontram-se magníficos afloramentos de variadas rochas metassedimentares, espacialmente associadas a rochas ortognáissicas de diferentes tipos, que no seu conjunto são cortadas por granitóides variscos.

Assim, as rochas da faixa metamórfica da Foz do Douro foram incluídas, em duas unidades tectonoestratigráficas distintas : a Unidade de Lordelo do Ouro (ULO) e a Unidade dos Gnaisses da Foz do Douro (UGFD). Estas unidades definem no seu conjunto o designado Complexo Metamórfico da Foz do Douro. 

Unidade de Lordelo do Ouro (ULO)

A ULO constitui uma estreita faixa de rochas de natureza metassedimentar (micaxistos, quartzo-tectonitos recortados, localmente, por pseudotaquilitos. No seu limite Leste, contacta por acidente tectónico com o granito do Porto que localmente apresenta corredores de intensa deformação (granito da Arrábida. No seu limite Oeste, contacta tectonicamente com a UGFD, Foto 1.

Contacto dos Gnaisses (esquema)

Foto 1 –  Contacto tectónico entre os micaxistos (ULO) e os Gnaisses ocelados (UGFD).

Na ULO, é nítida a discordância entre as foliações presentes nos ortognaisses e nos micaxistos, o que denuncia uma foliação anterior nestes últimos. A discordância é ainda mais evidente quando retalhos de micaxistos ocorrem no seio dos ortognaisses, atestando a natureza intrusiva destes últimos, Foto 2.

Contacto dos Gnaisses e MIAXITOS A

Foto 2 – Granito (agora gnaisse leucocrata) intruiu rochas escuras pré-existentes (xistos ou metassedimentos). O gnaisse leucocrata está “misturado” com os xistos (metassedimentos) mais antigos e mais deformados. Os xistos eram antes sedimentos que se depositaram numa bacia sedimentar e os materiais que os constituem resultaram da alteração e erosão de rochas, com mais de de 1000 milhões de anos, que constituíam antigos continentes. Os sedimentos depois de sofrerem diagénese sofreram metamorfismo transformando-se em rochas metamórficas. Mais tarde, no Carbonífero/Pérmico, sofreram também a deformação varisca, facto que gerou planos de minerais orientados (foliação), paralelos aos que ocorreram nos gnaisses.

Unidade dos Gnaisses da Foz do Douro (UGFD)

A UGFD encontra-se confinada a uma faixa de ortognaisses, por vezes com corredores miloníticos onde se identificaram gnaisses recortados, à escala local, por pseudotaquilitos, compreendida entre o molhe de Felgueiras e o Castelo do Queijo.

Com base na cartografia de detalhe, esta unidade é constituída essencialmente por quatro tipos de ortognaisses: (i) gnaisses biotíticos; (ii) gnaisses leucocratas de tendência ocelada; (iii) gnaisses leucocratas; (iv) gnaisses leucocratas ocelados, em regra, afectados por deformação cisalhante intensa.

Petrograficamente os gnaisses leucocratas têm, no seu conjunto, uma composição granítica, e os gnaisses biotíticos, desprovidos de feldspato potássico, uma composição tonalítica. Associadas às rochas gnáissicas e aos micaxistos da ULO observam-se várias ocorrências de anfibolitos. Estudos radiométricos efectuados na faixa metamórfica da Foz do Douro permitiram calcular para os gnaisses biotíticos uma idade de 575 Ma, o que corresponde ao Proterozóico superior e indica uma origem profunda (mantélica) com contribuição mantélica para estas rochas .  A análise de gnaisses de tendência ocelada, permitiu obter uma  superior a 607 Ma que representa a idade de instalação da unidade gnáissica e contrariamente aos gnaisses biotíticos, os gnaisses ocelados apresentam uma assinatura francamente crustal.

Em conclusão, as idades determinadas para a UGFD e os estudos geoquímicos permitem considerar a existência de um magmatismo plutónico calco-alcalino de idade cadomiana (550–610 Ma). Este magmatismo é orogénico e sugere um enquadramento geodinâmico do tipo margem activa subducção–colisão. Por sua vez, os anfibolitos apresentam composições químicas de basaltos do tipo MORB (“Mid-Ocean Ridge Basalts”), não tendo o metamorfismo modificado sensivelmente a sua composição original. A idade modelo calculada, aponta para 1.05 Ga, fornecendo uma boa aproximação da idade de cristalização destas rochas, marca um período de oceanização, permitindo supôr que este representa uma “mélange” tectónica resultante de um anterior período de colisão–obducção.

Fontes Consultadas:

https://www.udc.es/files/iux/almacen/articulos/cd28_art02.pdf

http://www.lneg.pt/download/9501/3_2906_ART_CG14_ESPECIAL_I.pdf

http://www.geopor.pt/GPresum/ensi/silva.html

http://www.cienciaviva.pt/veraocv/geologia/geo2002/materiais/gv02-deolinda.PDF

Vieira da Silva, J. C. B., 2001. Complexo Metamórfico da Foz do Douro: Contributos Científico-Didácticos.
Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências, Universidade do Porto. (Tese de Mestrado).

Granito do Castelo do Queijo

 

No Castelo do Queijo observa-se o maciço granítico intrusivo numa estreita banda de metassedimentos de direção E-W, pertencentes ao Complexo Metamórfico da Foz do Douro e a sul o desligamento esquerdo, de direção E-W, entre estas rochas e o gnaisse leucocrata ocelado. Nas proximidades do acidente, a foliação do gnaisse é paralela à falha, rodando progressivamente para N110°/120°E, à medida que nos deslocamos para sul, foto 1.

Forte S. Francisco Xavier (CMFD)-2

Foto 1 – Afloramento do Granito do Castelo do Queijo, sobre o qual assenta o Forte de São Francisco Xavier.

Junto ao  Forte de S. Francisco Xavier (Castelo do Queijo), podem observar-se diferentes aspectos texturais e estruturais do granito. Trata-se de uma rocha com tendência porfiróide, de grão médio a grosseiro, biotítico, que por vezes evidencia a presença de encraves microgranulares de rochas melanocratas tonalíticas, foto 2.

Granito do Castelo do Queijo (CMFD)-24

Foto 2 – Granito biotítico, por vezes porfiróide, de grão médio a grosseiro. Na zona do Forte de S. Francisco Xavier pode observar-se este granito porfiroide, de grão médio a grosseiro, biotítico com cristais bem desenvolvidos de feldspato potássico.

Ao microscópio apresenta quartzo, feldspatos (normalmente oligoclase, microclina pertítica e rara albite). A biotite é a mica mais abundante, mostrando uma orientação aleatória na maior parte do maciço embora, localmente, tenda a orientar-se segundo a direcção  N130Eº, orientação esta que se torna mais nítida e persistente nas imediações do contacto com os metassedimentos. Este granito é afetado por uma deformação frágil pós-cristalina.

O granito do Castelo do Queijo exibe frequentemente encraves microgranulares de rochas melanocratas (tonalitos) alguns mesmo de grandes dimensões, foto 3.

Encraves (CMFD)

Foto 3 –  Encraves de grande dimensão no Granito do castelo do Queijo. Os encraves podem ter surgido a partir de uma cristalização, mais ou menos simultânea, de dois magmas imiscíveis e com diferentes viscosidades, correspondendo um deles a um magma granítico e o outro a um magma mais básico, possivelmente de composição tonalítica.

O Granito do Castelo do Queijo apresenta um diaclasamento sub-vertical bastante regular, distribuído por duas famílias com orientação N30ºE e N130ºE, e uma terceira família sub-horizontal, que na parte norte do Forte de S. Francisco Xavier originou um dispositivo em escadaria. Esta rocha encontra-se incluída no grupo dos Granitos Biotíticos com plagioclase cálcica, sendo considerado como um granitóide tardi a pós-tectónico. Possui uma idade isotópica de 292 Ma (pós – D3).

A orogenia varisca constitui o maior evento na evolução tectónica da Europa ocidental, sendo caracterizada por mecanismos de subducção e obducção da crusta oceânica, culminando o processo por colisão intercontinental. Estudos detalhados realizados em diferentes sectores da cadeia varisca, permitem admitir a existência de três fases de deformação dúctil, D1, D2 e D3, e ainda várias fases frágeis pós-D3.

Datações radiométricas sugerem uma atividade magmática intensa durante a orogenia varisca e estão divididos genericamente em granitos sin-D3 (319-313 Ma), tardi-D3 (311-306 Ma) e pós-D3 (296-275 Ma).

Álbum de fotos por ser consultado aqui.

Fontes Consultadas

http://ruc.udc.es/dspace/bitstream/handle/2183/6336/CA-32-17.pdf?sequence=1