Fundo Oceânico na cidade do Porto

A par do conceito de expansão dos fundos oceânicos, introduzido por de Vine & Mathews na década de sessenta do século passado, as consequências para a geologia começaram progressivamente a surgir. Um dos primeiros autores a reconhecer que o paradigma da Tectónica de Placas pode ser aplicado com sucesso à geo-história foi J. Tuzo Wilson.

Se os continentes sofrem processos de rifting para formar bacias oceânicas, outros oceanos têm de fechar. O Ciclo de Wilson compreende, pois, duas etapas: uma distensiva ou de sedimentogénese em que se verifica a abertura e expansão do oceano e uma etapa compressiva ou de tectogénese em que tem lugar o fecho do oceano e colisão dos continentes que marginam o oceano. O ciclo culmina com um gigantesco processo designado orogenia. Mas, no final de cada ciclo, o que resta dos continentes opostos e do oceano que lhes ficava de permeio é tudo amalgamado numa massa continental de grandes proporções.

Já fui fundo oceânico

A geologia da zona litoral perto da foz do rio Douro permite uma visita a afloramentos onde podemos compreender estas duas grandes etapas do Ciclo de Wilson. Na verdade permite observar os processos que ocorreram durante dois grandes ciclos orogénicos que estiveram na base da Geologia de Portugal: um primeiro ciclo designado de Cadomiano ocorrido durante o Proteorozóico e um ciclo que lhe sucedeu: o Ciclo Varisco.

O litoral norte e sul na foz do rio Douro é dominado pela presença de uma estreita faixa de rochas metamórficas intruídas por granitos variscos muito bem representados em Lavadores e no Castelo do Queijo, Foto 1. Estes granitos pertencem ao grupo dos granitos tardivariscos, com uma idade do Carbónico superior (Paleozóico). Estes granitos definem, no seu conjunto, um alinhamento paralelo à zona de cisalhamento Porto-Tomar, que terá condicionado a sua instalação.

Castelo do Queijo (Mapa)

Foto 1 – Mapa geológico simplificado. Legenda: 1 – Depósitos do Quaternário; 2 – Granito da Madalena; 3 – Granito de Lavadores; 4 – Granito do Castelo do Queijo; 5 – Granito do Porto; 6 – Grupo do Douro (Complexo Xisto-Grauváquico); 7 – Unidade dos Gnaisses da Foz do Douro; 8 – Falhas.

Na faixa metamórfica estão representados magníficos afloramentos de rochas metassedimentares, espacialmente associadas a ortognaisses de diferentes tipos e a anfibolitos. Estes afloramentos contrastam com os presentes na zona oriental da cidade, os quais não incluem ortognaisses e anfibolitos e onde micaxistos e metagrauvaques, numa sequência relativamente monótona e menos metamorfizada, são também recortados por granitos variscos.

O CMFD é constituído por duas unidades tectonoestratigráficas distintas:

  1. “Unidade dos Gnaisses da Foz do Douro” (UGFD)
  2. “Unidade de Lordelo do Ouro” (ULO)

A UGFD é essencialmente constituída por anfibolitos e quatro tipos de ortognaisses: gnaisses biotíticos de composição tonalítica, gnaisses leucocratas de tendência ocelada, gnaisses leucocratas e gnaisses leucocratas ocelados, estes últimos nitidamente afetados por deformação cisalhante.  Os três primeiros tipos constituem o essencial da faixa metamórfica a sul, enquanto que a norte a unidade tem um aspeto completamente distinto, sendo constituída, dominantemente, por gnaisses leucocratas ocelados, Foto 2.

Dobras A (Com carta geológica)

Foto 2 –  Gnaisse biotítico e Mapa geológico-estrutural da faixa metamórfica da Foz do Douro (segundo a Carta Geológica da Carta Geotécnica do Porto, 1994).  Os gnaisses biotíticos são representados por uma rocha mesocrata de grão fino, com fraca blastese de plagioclase e deformação evidente. Trata-se de um ortognaisse de composição tonalítica, sem feldspato potássico e rico em biotite e plagioclase, por vezes com diferenciações leucocratas. Segundo a subcomissão para a classificação das rochas metamórficas (SCMR) do IUGS, um gnaisse é uma rocha de grão médio a grosseiro, essencialmente constituída por feldspato e quartzo, com uma foliação pouco desenvolvida ou, se bem desenvolvida, ocorrendo em domínios espaçados à escala macroscópica (≤1cm). Apresenta normalmente uma estrutura bandada que reflecte uma variação composicional e/ou estrutural.

O anfibolito, Foto 3, é uma rocha metamórfica de cor negro-esverdeada e de grão fino. É essencialmente constiuído por um mineral de cor verde, chamado de anfíbola e por plagioclase rica em cálcio.  anfibolito do Complexo Metamórfico da Foz do Douro, representa uma fragmento da crosta oceânica.

Esquema - Crosta Oceânica (Praia de Gondarém - Porto)

 

Foto 3 – Anfibolito.  Neste local aflora um extenso corpo rochoso de cor negra que se destaca nitidamente das rochas envolventes.

Trata-se de um anfibolito de grão fino, com aspecto homogéneo à escala megascópica. Em zonas mais alteradas é visível uma foliação que, à escala macroscópica, se verifica ser definida pelo alinhamento de cristais de anfíbola.

Nas dorsais oceânicas ocorrem essencialmente basaltos toleíticos do tipo MORB (Mid-Oceanic Ridge Basalts), com cerca de 5o% de sílica e baixo teor em potássio. Estes magmas são provavelmente gerados do manto superior, por descompressão rápida e fusão parcial associados a uma subida rápida.

De norte para sul do afloramento, a foliação roda de N160ºE para N60ºE, como resultado de um dobramento de eixo mergulhante 60º para N310ºE. Na zona central do afloramento, e em relação com o dobramento referido, podem observar-se bonitas dobras métricas, quer no anfibolito, quer nos gnaisses associados. Algumas destas dobras podem ser visualizadas neste link.

 

Um gnaisse que nasceu granito

Ao longo de uma série de pequenas praias entre a foz do rio Douro e o Forte de S.Francisco Xavier, o Complexo Metamórfico da Foz do Douro apresenta afloramentos co excelente exposição, permitindo ilustrar a evolução geodinâmica da região bem como episódios de deformação, erosão e meteorização da História Geológica de Portugal. São vários episódios que vou aqui relatar. Começo pelo … princípio. Um afloramento representantivo da Orogenia Cadomiana.

A Península Ibérica é constituída por terrenos de distintos continentes que colidiram numa passado muito longínquo. O conceito de ciclo de Wilson explica as orogenias sucessivas por abertura e fecho de oceanos, muitas vezes com recorrência de abertura em rift sobre suturas do ciclo anterior. Verifica-se que a Ibéria atual se situa junto à intersecção do Oceano Atlântico em abertura há cerca de 150 Ma e do Mar Mediterrâneo, que era Oceano em abertura há 250 Ma e se encontra hoje próximo do fecho definitivo. Esta situação domina a evolução geodinâmica da Ibéria nos últimos 200 Ma e parece ter sido repetida em ciclos de Wilson anteriores.

Ciclo Cadomiano

No final do Paleozoico, os processos tectónicos relacionados com a Orogenia Varisca culminaram com formação do supercontinente Pangeia. Outros ciclos anteriores podem ser estudados nos terrenos que constituem a Península Ibérica. Subsistem apenas relíquias de um ciclo Grenvilliano, a partir de fragmentação de Rodínia, supercontinente com cerca de 1000 Ma. Há melhor evidência para um Ciclo Cadomiano, a partir da geração do supercontinente Panótia, com cerca de 550 Ma, por fecho de oceanos anteriores, Foto 1.

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Foto 1 –  As rochas da orla marítima da cidade do Porto são das mais antigas em Portugal e constituem um património geológico de elevado interesse científico e pedagógico, o Complexo Metamórfico da Foz do Douro (CMFD).

O gnaisse ocelado, Foto 2 corresponde a uma granito cadomiano (com cerca de 607 milhões de anos), que intruiu formações mas antigas, neste caso representadas pelo xistos. A formação deste granito está relacionada com a colisão de placas litosféricas,que resultou na formação de montanhas (Orogenia Cadomiana) e na constituição de um grande continente, o Gondwana. O granito cadomiano e os xistos foram depois deformados conjuntamente durante o Paleozoico (Orogenia Varisca). O granito deu, assim, origem ao gnaisse ocelado que, por ter resultado de uma rocha magmática, se designa ortognaisse.

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Foto 2 – O gnaisse é uma rocha metamórfica, granular, de textura orientada (bandada), originada por metamorfismo regional de alto grau de sedimentos (paragnaisse) ou de rochas ígneas (ortognaisse). Os gnaisses do Complexo metamórfico da Foz do Douro são ortognaisses, constituídos por feldspatos,além do quartzo e micas. Os ocelos (augens) são consequência da atuação da deformação por cisalhamento dúctil do granito cadomiano pré-existente. Deste processo resultou a formação de ocelos  (grãos agregados de minerais em forma de olho). Os ocelos no gnaisse do Complexo Metamórfico da Foz do Douro são constituídos por quartzo e/ou feldspato potássico.

A história geológica do Complexo Metamórfico da Foz do Douro começou há muitos milhões de anos, numa época em que a Terra era muito diferente daquela que hoje conhecemos. A colisão de placas litosféricas que constituíram um novo continente, a Gondwana ocorreu por volta dos 650 a 550 milhões de anos e dela resultou a formação da cadeia de montanhas cadomiana. No caso da crosta hoje representada pelos terrenos proterozóicos da Foz do Douro, a colisão deu origem à produção de granitos e tonalitos cadomianos que intruíram formações mais antigas, os metassedimentos. A colisão levou à subducção e à obducção da crosta oceânica e ao desaparecimento do oceano então existente. Mas esta história do “anfibolito” da Foz do Douro, que representa um fragmento daquela crosta oceânica… é um próximo episódio! 

Mais fotografias deste afloramento podem ser visualizadas aqui.

Fontes consultadas: 

https://www.researchgate.net/publication/281283199_Geologia_da_Faixa_Litoral_entre_Lavadores_e_o_Castelo_do_Queijo_Livro_Guia_de_Campo_Simposio_Iberico_do_Ensino_da_Geologia_XIV_Simposio_sobre_Ensenanza_de_la_Geologia_XXVI_Curso_de_Actualizacao_de_Pro

file:///C:/Users/Miguel/Downloads/Ribeiroetal2006_SIEG_Lavadores_Foz.pdf

https://imagem.casadasciencias.org/#!/descritivo?id=2103

Complexo Metamórfico da Foz do Douro – Um Guia de Campo Didático. FCUP

 

 

Granodiorito de São Lourenço

As espessas séries de sedimentos do Neoproterozóico – Paleozoico inferior, com elevada representatividade no norte de Portugal, sofreram, como consequência da orogenia varisca, uma evolução complexa ao longo do Paleozoico médio e superior. Esse quadro evolutivo foi também responsável pela produção de abundante magmatismo que caracteriza a ZCI e cuja génese está diretamente associada a fenómenos de deformação gerados após a colisão continental, produzindo, consequentemente, grandes volumes de magmas resultantes da fusão de materiais infra-crustais.

O conjunto das emergências termais do vale do Tua enquadra-se num ambiente litológico composto por granitos variscos sintectónicos. Estes granitóides intruíram nas formações metassedimentares do Grupo do Douro (Complexo Xisto Grauváquico), do Ordovícico Inferior e Superior e no Complexo de Mantos Parautóctone. A implantação destes granitos ocorreu durante as fases de deformação dúctil a frágil varisca (D3 e D4) entre os 321 e os 290 Ma, Foto 1.

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Foto 1 – Granodiorito de São Lourenço (Carrazeda de Ansiães). Em geral, atribui-se aos granodioritos e granitos biotíticos, sin- e tardi-pós-D3 uma origem profunda, seja por anatexia de materiais da crusta inferior, seja por hibridização entre fundidos félsicos crustais e magmas máficos derivados do manto. No entanto, não há uma opinião consensual sobre a proveniência dos materiais crustais (metasedimentares ou metaígneos; crusta superior ou inferior) que terão estado envolvidos na petrogénese destes granitóides. Por outro lado, a possível contribuição de magmas de origem mantélica, embora assumida na maioria das interpretações propostas, também tem sido explicada em termos de diferentes modelos.

Nas Caldas de São Lourenço, localizadas na margem esquerda do Rio Tua, ocorrem quartzodioritos e tonalitos no chamado Granodiorito de São Lourenço, Foto 2.

Granodiorito de São Lourenço B-10

Foto 2 – Quartzodiorito de São Lourenço. Na região de Carrazeda de Ansiães afloram granitos variscos, dominando o granito de grão grosseiro a médio porfiróide biotítico/moscovítico que é sin-D3. O magma destes granitos intruiram as rochas metassedimentares do Grupo do Douro, produzindo uma auréola de metamorfismo de contacto com micaxisto e corneana. São vulgares os encraves de tonalito.

Termalismo 

As Termas de S. Lourenço, situadas na margem sul, no Município de Carrazeda de Ansiães apresentam águas que têm origem meteórica e a sua recarga é feita em cotas elevadas do cerco montanhoso envolvente, apresentando ainda temperaturas, situadas entre os 29 e os 30 graus e são designadas por águas fluoretadas, bicarbonetadas, sulfuretadas, sódicas, alcalinas e redutoras.  As águas minerais diferem das águas comuns por determinadas características e composição físico química específica que lhes conferem capacidade de terem efeitos benéficos na saúde das pessoas, nomeadamente: temperatura de emergência, acidez, mineralização, quimismo e radioatividade. As indicações terapêuticas são: doenças da pele, doenças reumáticas e músculo-esqueléticas, vias respiratórias e doenças do aparelho digestivo, Foto 3.

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Foto 3 – Balneário das Termas de São Lourenço. As águas de São Lourenço enquadram-se na família das àguas bicarbonatadas, sódicas, súlféreas, fluoretadas, por vezes cloretada e alcalina que emergem a uma temperatura próxima dos 30º C.

O contexto geológico das Caldas de São Lourenço, a Sul das Caldas de Carlão e localizadas na margem esquerda do rio Tua, é marcado sobretudo pela ocorrência de quatzodioritos e de tonalitos, onde a fraturação NNE-SSW condiciona a emergência das águas sulfúreas destas duas termas.  Se se considerar como água termal a água de origem subterrânea, cuja temperatura de emergência excede os 20º C, poder-se-á dizer que este tipo de ocorrências está largamente espalhado em Portugal Continental. Contudo, a temperatura de emergência nunca excede os 80ºC, verificando-se existir uma predominância entre os 20ºC e os 40ºC. Estas ocorrências encontram-se desigualmente distribuídas em todo o território, observando-se uma concentração mais pronunciada a Norte, motivada, fundamentalmente, pelo facto de Portugal se encontrar dividido em grandes zonas cujas características geológicas e estruturais diferem significativamente.

Fonte :

https://www.researchgate.net/publication/284760616_Origem_e_instalacao_de_granitoides_variscos_na_Zona_Centro-Iberica

http://repositorio.lneg.pt/bitstream/10400.9/2198/1/35943.pdf

 

 

O Código Varisco – Episódio 1

“Deus não sabe estrutural”.  Rui Dias

Uma orogenia pode ser considerada como sendo um conjunto de fenómenos, ocorrido num determinado período da História da Terra, abrangendo um extenso espaço geográfico, que conduz à formação de uma cadeia de montanhas. Associado ao conceito de orogenia está o de ciclo orogénico que tem início com a deposição de sedimentos numa bacia oceânica. Dentro de um extenso conjunto de fenómenos associados ao processo orogénico, estão, para além da sedimentação, a diagénese, mas também, por exemplo, o magmatismo, o metamorfismo e a deformação.

Porém, não se deve confundir orogenia com orogénese. Este segundo termo refere-se apenas à formação de uma qualquer cadeia de montanhas, enquanto cada orogenia é única como cada pessoa, porque está associada ao fecho de um determinado e específico oceano, por exemplo o Rheic no caso da Orogenia Varisca.

Mantos de carreamento

No decurso de uma orogenia a ocorrência de mantos de carreamento constitui uma das mais importantes formas de transferência de massa. O enquadramento geológico e tectónico que se fez para o noroeste ibérico durante o século XX e neste início de século XXI, Foto 1, torna evidente a importância que o conhecimento sobre estrutura e tectónica de mantos de carreamento tem para a compreensão dos “autóctones”, “parautóctones”, “alóctones” e terrenos exóticos que aí afloram.

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Foto 1 – Uma viagem geológica do Porto a Bragança.  A Cadeia Varisca Ibérica constitui a parte mais contínua da Cintura Varisca Europeia, que se desenvolveu desde Marrocos aos Apalaches. Teve origem na colisão de dois megacontinentes, durante os tempos devónico-carbónicos: Gondwana, a sul, e Laurussia, a norte. Segundo dados paleomagnéticos e biostratigráficos recentes, terão existido pequenas microplacas (Armórica e Avalonia) entre estes megacontinentes.

O termo nappe, traduzido por manto, é uma designação genérica aplicada a qualquer conjunto de rochas que foi deslocado da sua posição de origem, e que repousa agora sobre um substrato que não é o original.

A designação de manto tem ainda um significado geométrico implícito, mas não menos importante que o primeiro, o qual assume particular importância quando se pretende explicar a mecânica da instalação. Esse significado diz respeito às dimensões tridimensionais destes corpos geológicos, que cobrem áreas importantes quando comparadas com a espessura relativamente modesta.

A inclusão na definição da existência de movimento faz, desde logo, surgir os conceitos e designações fundamentais como unidade alóctone que, em sentido lato, corresponde ao conjunto deslocado sobre um substrato autóctone.

Carreamentos e Cavalgamentos

A superfície de movimentação tectónica pode ter várias designações, dependendo isso, principalmente, da quantidade de movimento das unidades deslocadas. Assim é vulgar a utilização dos termos carreamento ou superfície de carreamento para planos onde a movimentação tectónica foi de várias dezenas de quilómetros ou ultrapassou mesmo a centena de quilómetros, surgindo então  a designação de manto de carreamento para uma unidade alóctone que sofreu um transporte dessa ordem de grandeza, Foto 2.

Murça (Cavalgamento) Mapa

Foto 2 – Os estudos das características geométricas dos mantos de carreamento nas regiões orogénicas foram organizadas em dois grandes tipos: complexo imbricado de cavalgamentos e mantos dobra. No caso do Parautóctone inferior  considera-se esta geometria de cavalgamentos imbricados, caracterizado por um conjunto de acidentes inversos com maior ou menor movimentação associada que tendem a apresentar em perfil um traçado assimétrico em profundidade até coalescerem num acidente único –“sole thrust”. As repetições estratigráficas são promovidas principalmente pela movimentação inversa ao longo de acidentes e não por dobramentos internos. Não se formam grandes flancos inversos, os quais só existem localmente estando associados à movimentação nos acidentes contracionais ou a dobramentos posteriores. Esta situação ocorre frequentemente nas zonas externas de orógenos afectando sedimentos sinorogénicos, ou nos níveis estruturais superiores próximos da superfície de erosão sinorogénica.

O termo cavalgamento designa um deslocamento de menor amplitude que pode ir de algumas dezenas ou centenas de metros até alguns quilómetros. A extensão do transporte tectónico, seja por carreamento seja por cavalgamento está, obviamente, relacionada com a identificação da região de origem das unidades movimentadas, vulgarmente designada por zona de raízes.

Parautóctone, autóctone e alóctones

A identificação desse enraizamento é na maior parte dos casos difícil e, por si só, definidora da quantidade de movimentação, permitindo ainda acrescentar a designação de unidade parautóctone para referenciar unidades em que a movimentação foi intermédia a ponto de ser possível constatar afinidades de vária ordem – estratigráficas por exemplo – entre manto e o substrato autóctone sobre o qual se movimentou, Foto 3.

Murça (Cavalgamento)-35

Foto 3 –  Carreamento Principal de Trás-os-Montes separa o autóctone do parautóctone (Parautóctone inferior).  Os estudos das características geométricas dos mantos de carreamento nas regiões orogénicas foram organizadas em dois grandes tipos: complexo imbricado de cavalgamentos (presentes no Parautóctone inferior) e mantos dobra (presentes no Parautóctone superior).

Existe, ainda, a designação de unidade subautóctone para transportes de menor amplitude em que o enraizamento é bastante próximo. O tipo de litologias carreadas ao evidenciar maior ou menor grau metamórfico serve, de imediato, para ajuizar da proveniência em profundidade do material. Deste modo, a primeira grande divisão de mantos de carreamento separa mantos superficiais de mantos profundos ou cristalinos. A natureza litológica do material, implicando géneses a diferentes profundidades na litosfera, obriga a estudar separadamente os mecanismos de instalação dos mantos superficiais e dos mantos cristalinos, designadamente se o processo de transporte por carreamento do material profundo é invocado para explicar a sua exumação. Uma das grandes diferenças reside no facto de a exumação de material profundo colocar materiais mais densos sobre materiais supracrustais menos densos, o que é também expresso pela inversão das isógradas metamórficas.

Neste caso, será necessário explicar uma inversão de densidades num campo gravítico, ao passo que no caso de mantos superficiais fala-se apenas de materiais com a mesma densidade, o que simplifica bastante o estudo dos mecanismos de instalação.

Thick skin e Thin skin

Nos mantos cristalinos constata-se, portanto, a presença de unidades do soco, por vezes com materiais que chegam a exibir fácies metamórficas de alta pressão. Esses mantos estão, regra geral, localizados nas zonas internas da cadeia, onde uma tectónica de movimentos convergentes envolve porções litosféricas extensas em profundidade, condição necessária para transportar até à superfície materiais de génese profunda. As superfícies de movimentação têm por isso enraizamento profundo, pois só assim pode haver sobreposição de materiais cristalinos do soco a sequências sedimentares de cobertura. Nestes casos pode chegar a haver duplicação da espessura crustal, razão pela qual este tipo de tectónica é designado de thick skin.

Por contraposição, nos mantos superficiais as unidades envolvidas estão desprovidas de metamorfismo ou apresentam metamorfismo incipiente ou de baixo grau. A mobilização das unidades no transporte tectónico por cavalgamento ou carreamento é pouco profunda  ou próxima do nível de erosão contemporâneo da instalação. Estas características fazem que a este tipo de tectónica de mantos se dê a designação de thin skin. Nas coberturas sedimentares observa-se frequentemente que uma falha inversa, com pendores fortes, enraíza-se horizontalmente em profundidade num nível que não chega a atravessar, deixando assim ausentes de deformação os níveis subjacentes. O soco não é então envolvido e utiliza-se o termo cavalgamento de cobertura para referir que o espessamento, nessa vertical, é negligenciável à escala da crusta”. Este tipo de tectónica é típico, ainda que não exclusivo, das zonas externas das cadeias, onde um conjunto de acidentes inversos com inclinação diminuindo em profundidade podem juntar-se a um único acidente inverso designado por carreamento/cavalgamento basal (sole thrust ou floor thrust), também designado por descolamento basal, que separa a cobertura afectada por movimentação e imbricação de acidentes de um substrato pouco ou nada deformado. É frequente a localização destas superfícies de descolamento em níveis de propriedades mecânicas particulares (xistos negros, mármores, evaporitos), tendo por isso a sua localização um importante controlo estratigráfico, daí a já referida designação de descolamento paralelo à estratificação (layer parallel décollement).

Estas geometrias de deformação têm visto, nas zonas externas de orógenos, a sua confir- mação em profundidade através da aplicação de técnicas geofísicas, nomeadamente nos forelands do segmento varisco ibérico. A classificação de mantos de carreamento variscos proposta por P. Matte (1991) é perfeitamente enquadrável nesta tipificação geral de mantos que se acaba de expor, e que se baseia quer na sua estrutura, quer no seu grau metamórfico. Trata-se, com efeito, de duas importantes características definidoras, pois se a primeira está intimamente relacionada com o modo de transporte e instalação á a segunda está relacionada com a localização litosférica de origem. Pode ainda ser acrescentada informação no que respeita à sua posição na cadeia orogénica, ainda que não haja relacionamento biunívoco entre o tipo de manto e a sua posição no orógeno.

Um geólogo estrutural, quando colocado em frente a uma rocha deformada, tende a observar as estruturas presentes na mesma, tentando explicar as suas observações baseando-se nos princípios básicos da geologia. Muito do trabalho deste geocientista é realizado através do trabalho campo, com observação, descrição e catalogação de diversas estruturas que, no seu conjunto, permitam compreender e retratar os processos que levaram ao desenvolvimento das mesmas e, consequentemente, das próprias rochas que as contêm. Aliás, o par rocha-estrutura é fulcral no entendimento da estreita ligação entre o Ciclo das Rochas e o Ciclo Tectónico.

Uma viagem aos Terreno Ibérico pode ser feita aqui.

Fontes:

http://geoparkterrasdecavaleiros.net/sites/default/files/FolhetoRota%20Geologica.pdf

http://repositorio.lneg.pt/bitstream/10400.9/983/1/Rodrigues_28627CD_D77.pdf

http://repositorio.lneg.pt/handle/10400.9/983

http://repositorio.lneg.pt/bitstream/10400.9/983/1/Rodrigues_28627CD_D77.pdf

http://repositorio.lneg.pt/bitstream/10400.9/983/1/Rodrigues_28627CD_D77.pdf

 

 

 

 

Fase Sarda

O autóctone Centro-Ibérico

A Zona Centro-Ibérica é um domínio bastante heterogéneo do orógeno Varisco, compreendendo áreas com diferentes graus de metamorfismo, desde baixo a alto grau e abundantes granitóides. Para além da heterogeneidade metamórfica, é possível observar uma acentuada heterogeneidade estrutural, a que não é estranha a existência de um complexo de empilhamentos de mantos alóctones e parautóctones sobrepostos às formações autóctones. A generalidade da estrutura do autóctone é devida à actuação da primeira fase de deformação Varisca (D1).
O Autóctone Centro Ibérico em Portugal apresenta um conjunto de unidades com idades compreendidas entre o Pré-Câmbrico e o Carbónico sendo possível reconhecer duas megassêquencias :

1) Super-Grupo Dúrico-Beirão (anteriormente designado por Complexo Xisto-Grauváquico ante–Ordovícico) tradicionalmente subdividido em Grupo do Douro e Grupo das Beiras.

2) Megassequência pós-Câmbrica, com fácies detríticas transitando para pelítica (da base para o topo), com conglomerado de base revelando um regime transgressivo e um regime regressivo no topo de idade ordovícica, marcado por formações glaciogénicas. No Devónico assiste-se uma transição de sedimentação dum ambiente e plataforma nerítica para uma situação de talude. Por fim o Carbónico apresenta fácies essencialmente continental.

A Formação de Desejosa ( Grupo do Douro), formada no início do processo de rifting, apresenta de um modo geral, características turbidíticas constituídas por alternâncias de filitos e metagrauvaques, sendo que a sua diferenciação se baseia na variação das percentagens relativas de areias e argilas, bem como pela natureza e importância dos turbidítos, Foto 1.

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Foto 1 – Este conjunto sedimentar constitui o registo da evolução pré-acrecionária varisca que se iniciou com a deposição das séries flyschóides do Grupo do Douro em regime de rifting intracontiental. A formação ante-ordovícica que aflora na Serra do Marão, é a Formação de Desejosa (Grupo Douro), formada em regime extensivo.

Fase Sarda

O regime extensivo foi seguido de um curto episódio compressivo já com a Formação de Desejosa litificada. Este último processo tectónico, designado de Fase Sarda, esteve provavelmente relacionado com um reajustamento isostático.

Foi uma deformação fortemente heterogénea produzindo na região discordâncias angulares e desconformidades, Foto 2.

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Foto 2 – As discordâncias correspondem à relação geométrica entre duas unidades estratigráficas onde não existe paralelismo entre os materiais infra e suprajacentes. Durante a Fase Sarda ocorreu uma desconformidade entre a Formação de Desejosa (com um aspeto típico listrado) e o Membro de Bojas do Ordovícico. Um hiato de cerca de 50 M.a correspondente ao tempo em que ocorreu a emersão e a erosão de uma parte do Câmbrico superior e médio.

Vulcanismo Ordovícico

Com o retomar do estiramento continental permaneceram dois tipos de registos: a presença de clastos da unidade que nessa altura estava a ser erodida, Foto 3, e material vulcânico (cinzas e piroclastos) de natureza explosiva que cobriu momentaneamente a Formação de Desejosa.

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Foto 3Desconformidade entre o Câmbrico e o Ordovícico. É uma descontinuidade estratigráfica em que entre as unidades infrajacentes e suprajacentes há paralelismo mas entre as duas existe uma superfície erosiva.

Existem registos de vários episódios vulcânicos de características explosivas, com emissão de grandes quantidades de cinzas. Em todos os afloramentos estudados na Zona Centro Ibérica (ZCI) foi possível observar níveis de material vulcano-sedimentar, não imediatamente em contacto com a Formação de Desejosa, Foto 4.

Desconformidade A1

Foto 4 – Níveis tufitos na Serra do Marão. Em todos os afloramentos estudados na ZCI, o televulcanismo foi sempre observado acima da descontinuidade estratigráfica que separa o Câmbrico do Ordovícico. O vulcanismo básico também ocorre mas é menos notório e parece ser posterior ao vulcanismo ácido. O tectonismo sin-deposicional associado a um provável rift intracratónico seria responsável pelo rejogo de falhas com movimentações isostáticas e pelo controle da sedimentação.

Resumindo

O modelo atualmente aceite para a evolução da ZCI (Zona Centro Ibérica), preconiza a formação e preenchimento de um rifte intracratónico limitado por falhas ativas seguido de uma inversão tectónica (Fase Sarda) precoce em transpressão direita no Proterozóico Superior – Câmbrico, seguido da compressão Varisca em transpressão esquerda, perpendicular ao eixo do fosso (responsável quer pelo desencadear de vulcanismo bimodal, quer pelo desenvolvimento de dobras de comprimento de onda amplo, sem produção de clivagem). Este tectonismo sindeposicional estaria na origem do rejogo de falhas, com movimentações isostáticas associadas, controlando consequentemente a sedimentação.

Fontes:

https://www.researchgate.net/profile/Carlos_Coke

https://www.researchgate.net/profile/Rui_Dias

Tempestitos no Paleozoico

Trata-se de uma camada lumachélica constituída, essencialmente, por fragmentos de valvas de braquiópodes linguliformes, numa matriz arenítica, às vezes grosseira, com clastos pelíticos e de quartzo e em alguns locais, cristais de pirite ou relíquias destes, Foto 1.

Membro Fragas de Ermida (Tempestito)-7

Foto 1 – Tsunamito na Serra do Marão (Portugal). Esta camada constitui um excelente marcador estratigráfico, uma vez que possui uma espessura relativamente fina (10 a 15 cm) e apresenta grande continuidade horizontal, tendo sido identificada à superfície em diferentes locais da Serra do Marão, em Valongo, Viana do Castelo-Valongo, Buçaco e Penha Garcia, assim como em diferentes locais do Maciço Armoricano, como em Espanha, França, Sérvia e Marrocos.

É interpretada como correspondendo a um tempestito, possivelmente originada por um evento catastrófico, eventualmente associado a tempestades excecionais ou mesmo a um tsunami provocado por violentas erupções freático-magmáticas ocorridas no final da deposição do Quartzito Armoricano no Sul da Zona Cantábrica do Maciço Hespérico.

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Fonte:

https://www.researchgate.net/profile/Carlos_Coke/publication/258143260_Camada_Seixinhos_no_interior_do_Tunel_do_Marao/links/00b7d5271c2d3c9659000000/Camada-Seixinhos-no-interior-do-Tunel-do-Marao.pdf

Sedimentação em ambientes profundos

Os fluxos sedimentares gravíticos são fluxos de sedimentos ou de misturas de água e sedimento que se deslocam devido à ação da gravidade, sem influência significativa do meio existente por cima desse fluxo. Frequentemente, as partículas são sujeitas a dispersão no início da movimentação. Alguns destes fluxos iniciam-se muito lentamente. Outros ocorrem de forma súbita.

Os principais fluxos sedimentares gravíticos são: fluxos granulares (grain flows), fluxos liquificados (liquified flows), fluxos detríticos (debris flow) e correntes turbidíticas (turbidity currents).

Cada um destes tipos de fluxo têm mecanismos de suporte do material em suspensão específicos mas que não são mutualmente exclusivos. Existe mesmo a convicção de que de que, em muitos casos, vários destes mecanismos são simultaneamente importantes. Um mesmo fluxo pode mesmo ter dominância de mecanismos diferentes em diferentes estádios do seu percurso.

Correntes Turbidíticas

As correntes de densidade são fluxos granulares induzidos pela gravidade, em que a densidade global do fluido afetado é maior do que a do fluido envolvente. Os fatores responsáveis pelo aumento da densidade global desse fluido podem ser a menor temperatura, a salinidade maior e/ou o maior conteúdo em matéria em suspensão, Foto 1.

Formação a Desejosa (Câmbrico) 1

Foto 1 – Os turbiditos formam-se pela ação de correntes turbidíticas que se caracterizam por um regime turbulento e extremamente rápido, que transportam uma carga sólida composta por uma mistura de sedimentos e água. Os sedimentos grosseiros (areias e seixos) são transportados como carga de fundo por arraste enquanto a fração fina (argilas, lamas e siltes) é transportada em suspensão. Formação de Desejosa (Câmbrico) na Serra do Marão. Formação constituída por alternâncias finas de filitos e metassiltitos com intercalações de metagrauvaques conferindo à unidade um aspecto listrado.

As correntes turbidíticas são correntes de densidade em que a maior densidade global do fluido se deve a uma maior quantidade de matéria mantida em suspensão por fenómenos turbulentos. As colisões entre as partículas são um fator importante de dispersão destas e da sua manutenção em suspensão. No entanto, as movimentações ascendentes do fluido através do conjunto de partículas é outro fator dispersivo muito importante. Os materiais finos em suspensão, que constituem, de certa forma, a matriz do meio, são outro sustentáculo muito importante para que a suspensão se mantenha.As correntes turbidíticas são assim designadas porque a carga sedimentar em suspensão faz com que a água fique muito turva.

Quando se obtêm testemunhos sedimentares verticais (cores ou carottes) do fundo oceânico é frequente encontrarem-se vários turbiditos sobrepostos, muitas vezes separados por níveis, geralmente com pequena espessura, de sedimentos pelágicos mais biogénicos. Deve-se ter em atenção que o tempo necessário à acumulação desses níveis mais estreitos é muito maior (anos a séculos ou, mesmo, milénios) do que o correspondente à deposição do turbidito (horas a dias).

As correntes turbidíticas constituem mecanismos muito eficazes de transferência de partículas grosseiras (areia) para o domínio profundo, frequentemente para áreas onde, à exceção dos turbiditos, só ocorre sedimentação fina.

As correntes turbidíticas não se iniciam sem haver qualquer mecanismo exógeno que faça com que grande quantidade de sedimento entre em suspensão. O fluido com essa carga sedimentar em suspensão fica, então, com uma densidade global maior do que a do fluido envolvente, sem (ou com muito pouca) matéria em suspensão. Este contraste de densidade, combinado com a ação da gravidade, provoca um fluxo turbulento que tende a manter o sedimento em suspensão, inibindo a sua deposição e, consequentemente, a dissipação da corrente turbidítica por perda da carga sedimentar. A manutenção da turbulência e, portanto, da carga em suspensão e do fluxo turbidítico, carece de uma introdução constante de energia, a qual lhe advém da energia potencial da corrente fluindo por uma vertente ou canal descendente.

Os mecanismos indutores das correntes turbidíticas são variados, podendo ser abalos sísmicos, grandes temporais, deslizamentos de terras, deposição sedimentar rápida em vertentes inclinadas na sequência de cheias fluviais, etc. As correntes turbidíticas têm muitas analogias com as correntes geradas pela escorrência superficial nas zonas continentais emersas. Quando começam a perder rapidamente competência, o que normalmente acontece assim que deixam de estar confinadas num canal, a deposição da carga sedimentar constrói deltas submarinos que têm semelhanças com os deltas construídos na parte terminal dos grandes rios.

Sequências de Bouma

Os depósitos turbidíticos adquirem características diferenciadas consoante a deposição se efetua na parte proximal ou na distal do turbidito.

A sequência vertical de um turbidito, imagem 1, descrita por Bouma em 1962 é composta por intercalações de camadas de areias e material fino como siltes e argilas, sobre uma base erodida. Os turbiditos têm uma sequência vertical positiva, ou seja a dimensão dos sedimentos diminui verticalmente na sequência estratigráfica, passando de uma base de natureza grosseira, composta por areias ou conglomerados, para o topo composto por material fino como siltes e argilas pelágicas, que podem ter um conteúdo rico em matéria orgânica.

Bouma

Imagem 1 – Esquema de um depósito turbidítico em domínio profundo, com indicação dos níveis da sequência de Bouma que se depositam em cada zona. Bouma (1962) esquematizou as principais fácies para a identificação dos turbiditos, que ficou conhecida como sequência de Bouma (depositadas por correntes de turbidez de baixa densidade).

Essa sequência é dividida, da base para o topo, nas seguintes fácies: (a) arenitos maciços com granulometria gradacional; (b) arenitos com laminação paralela; (c) arenitos com microlaminação cruzada cavalgante; (d) ritimitos siltosos e arenitos muito finos ou siltosos; (e) folhelhos da sedimentação lacustre ou oceânica. O intervalo hemipelágico é formado por níveis delgados de argila e ou carbonatos e são depositados nos períodos entre os pulsos de correntes de turbidez.

Formações Turbidíticas pode ser vista aqui.

Fontes:

http://w3.ualg.pt/~jdias/JAD/ebooks/Turbiditos.pdf

http://www.twiki.ufba.br/twiki/pub/IGeo/GeolMono20112/lucas_gontijo_20112.pdf

https://www.researchgate.net/profile/Paulo_Paim/publication/286033690_Mecanismos_de_transporte_e_deposicao_em_turbiditos/links/566582ac08ae418a786ef6ab/Mecanismos-de-transporte-e-deposicao-em-turbiditos.pdf?origin=publication_detail