Bacia Carbonífera – Processo de formação

Num post anterior Bacia Carbonífera do Douro fora abordados temas relacionados com a génese do carvão. Neste novo episódio sobre esta Bacia Carbonífera vai se abordada a sua formação a partir de de artigos consultados (ver no final as fontes) e a instalação do sistema fluvial e evolução ao longo do tempo para um sistema palustre e lacustre. A estrutura tectónica atual da Bacia Carbonífera do Douro será tema de um terceiro episódio dada a sua complexidade tectónica.

Tectónica

Durante os últimos estádios da génese da cadeia montanhosa Varisca, no final do Paleozoico, formou-se uma bacia sedimentar intramontanhosa – a Bacia Carbonífera do Douro –, na qual foi explorado carvão até ao final do século passado, Esquema 1. Todos os estudos realizados concluem como muito provável a abertura de várias pequenas bacias correspondentes à formação e migração de dopocentros (área ou lugar de uma bacia sedimentar em que uma determinada unidade estratigráfica alcança a sua máxima espessura). Em consequência da alternância de movimento transpressivo com movimentos transcorrentes esquerdos desde as primeiras fases da orogenia varisca (D1) e prolongamento em fases mais tardias (D3), a estrutura sedimentar nestas bacias resultou de uma tipologia pull-apart.

Esquema da Bacia 1

Esquema 1 – As bacias pull-apart podem gerar-se em diversos contextos geológicos, entre os quais ao longo de zonas de cisalhamento entre placas continentais rígidas. A abertura deste tipo de bacias sedimentares relaciona-se com “encurvamentos” que acompanham as falhas transcorrentes que evoluem para bacias d imensão relativamente pequenas de forma alongada e rápida subsidência, devido a movimentos transpressivos, originando um sistema de falhas inversas e uplift vertical. Outro traço característico deste tipo de bacias sedimentares, é o carácter assimétrico das unidades estratigráficas que constituem o seu preenchimento, com extensão muito desigual.

Modelo de deposição

As bacias formadas ao longo do Sulco Carbonífero Dúrico Beirão seriam de dimensão reduzidas e pouco profundas, o que poderá justificar a não acumulação de matéria vegetal em quantidades apreciáveis, Foto 1.

Esquema 2

Foto 1  – Bloco diagrama interpretativo do sistema deposicional e dos respetivos sub-ambientes de sedimentação na Bacia Carbonífera do Douro. A estrutura e estratigrafia sugerem a abertura de bacias sedimentares, de Noroeste para Sudeste, em regime de pull-apart, onde uma forte subsidência permitiu a deposição de sedimentos continentais com bancadas muito ricas em matéria orgânica de origem vegetal que deram origem a camadas de carvão. Estas bacias desenvolveramse na última fase da orogenia varisca e a sedimentação nelas ocorrida esteve fortemente dependente de uma importante e complexa zona de cisalhamento, o Sulco Carbonífero Dúrico Beirão. (Fonte: Percursos Geológicos no Sulco Carbonífero Dúrico-Beirão [Valongo-Gondomar-Castelo de Paiva] – Isabel  Fernandes).

Modelo deposicional da bacia de sedimentação

Esta bacia, onde se desenvolveu um sistema fluvial, foi sendo alimentada, essencialmente, por sedimentos provenientes de relevos próximos e pela matéria vegetal que conduziu à formação de carvão. Para a génese deste carvão contribuíram fenómenos de afundimento. A colisão varisca, tal como se manifestou no Maciço Ibérico, foi um processo longo que se iniciou durante o Devónico inferior e se completou durante o Carbonífero superior. Os efeitos da deformação ligados à colisão persistiram até ao Pérmico inferior, se bem que a sua intensidade tivesse vindo a abrandar.

Em relação ao registo estratigráfico e sedimentológico foram definidas de muro (mais antigo) para tecto (mais recente) quatro grandes unidades , Foto 2.

Esquema

Foto 2 – Brecha de base da Bacia Carbonífera do Douro. Afloramento de Sete Casais em Ermesinde.  Nota – A unidade C apresenta estratificação entrecruzada, característica de situações em que o agente de transporte dos sedimentos tem uma direção variável. Coluna  estratigráfica parcial da Bacia Carbonifera de idade Estefaniano C, inferior. Baseado em A. Jesus, «Evolução sedimentar e tectónica da Bacia Carbonífera do Douro (Estefaniano C inferior, NW de Portugal)», Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe, Vol. 28, 2003.

Nos estádios iniciais de abertura da bacia sedimentar ocorreram deslizamentos de terreno por acção gravítica cuja deposição estaria relacionada com a actividade tectónica das falhas que delimitavam a  bacia. Teriamos muita energia com a presença de seixos angulosos quando as fontes de material estariam mais perto e mais arredondados com um transporte maior. Os diferentes impulsos tectónicos ou alterações climáticas estiveram na origem da deposição de conglomerados e brechas. A repetição destas litologias ao longo da sequência estratigráfica da bacia representam momentos de deposição de alta energia em resultado dos impulsos tectónicos da abertura e aumento da dimensão da bacia, Foto 3.

Foto 3 – Bacia Carbonífera do Douro. A e B brecha e conglomerados polimíticos; C – Flora do Carbonífero  de Montes da Costa (Ermesinde) com Fetos e Calamites (seta); D -bivalve límnicos, género Anthraconaia.

Este ambiente de elevada energia foi alterado para um ambiente de planície de inundação já em contexto palustre a transitar para lacustre por aumento da lâmina de e água. Ocorre o registo de depósitos pelíticos e fitogenéticos composto por camadas e leitos alternados de xisto e carvão, apresentando as camadas de xisto lamnação paralela ao longo da qual os fósseis de vegetais se dispõem. Sobre estes depósitos fluviais provenientes da sedimentaçãode um complexo fluvial entrelançado.

O registo apresenta para tecto uma associação constituida por materiais mais finos e resultaram da acreção vertical, com baixa velocidade de fuxo, o que conduziu à decantação de materiais mais finos sobre a planície de inundação com densa vegetação. A presença de um ambiente palustre, generalizado, à globalidade da bacia, associado a um período de relativa acalmia tectónica com diminuição de energia dos meios sedimentares. A sedimentação em ambiente palustre com tendência para lacustre (por aumento da lâmina de água), justifica um afundimento máximo da bacia.

A idade desta bacia de sedimentação encontra-se bem definida como pertencente ao Estefaniano C inferior. Os estudos paleontológicos, florísticos e faunísticos confirmaram a existência de espécies de vegetais do Estefaniano C inferior e bivalves límnicos. Os tipos litológicos presentes nestas bacias do “sulco” comprovam terem resultado de um sistema fluvial do tipo braided (entrançado) de reduzida sinuisidade constituido por canais múltiplos, separados por barras e ilhas, Foto 1.  Caracterizou-se pela sua carga elevada de sedimentos, formando planícies aluviais dando lugar ao preenchimento da bacia de sedimentação. Estas bacias desenvolveram-se nas últimas fases da orogenia varisca e a sedimentação que nelas ocorreu esteve em forte dependência de uma complexa zona de cisalhamento, o Sulco Carbonífero Dúrico Beirão.

 

Fontes :  https://www.udc.es/files/iux/almacen/articulos/cd28_art04.pdf

 

 

 

 

 

Darwinismo

Embora Charles Darwin tenha escrito, em 1859, “é provável que todos os seres vivos que há na Terra descendam de um mesmo ancestral“, a verdade é que não deu muitos detalhes sobre quais poderiam ser as características desse ancestral cuja existência era necessário reconhecer como parte do seu esquema evolutivo.

O que é o Darwinismo?

 

Bacia do Douro e a Falha da Vilariça

A Ibéria, posicionada entre as placas euroasiática e africana, tem-se deslocado para oriente devido à progressiva abertura do Atlântico. A partir do Cretácico Superior, o regime distensivo iniciado no Triásico foi substituído por fases compressivas devido a colisão entre aquelas duas placas, levando à abertura de bacias sedimentares, orientadas genericamente E-W a NE-SW. Assim, durante o Cenozoico a Ibéria sofreu intensa deformação compressiva intraplaca que provocou dobramento litosférico e, depois, formação de pequenas bacias de desligamento. É atualmente aceite que a litosfera ibérica foi deformada por compressão máxima, genericamente orientada segundo N-S. Contudo, desde o Miocénico final esta terá rodado para NNW-SSE a NW-SE.

Em Portugal continental o auge da compressão atingiu-se a meados do Tortoniano (há cerca de 9-9,5 Ma, dando-se início ao soerguimento de importantes volumes montanhosos, tais como a Cordilheira Central Portuguesa (2000 m de altitude) e as Montanhas Ocidentais Portuguesas.

No Miocénico final e no Zancliano, sob clima temperado quente e muito contrastado, a sedimentação foi endorreica (drenagem fluviar dirigida para uma zona interior, normalmente um lado) e expressa por leques aluviais no sopé das escarpas de falhas ativas, principalmente falhas inversas NE-SW a ENE-WSW e desligamentos NNE-SSW e WNW-ESE. No Placenciano (Pliocénico Superior), o clima temperado quente tornou-se muito húmido e a partir do Gelasiano, progressivamente mais frio e seco. Desenvolveu-se rede hidrográfica exorreica (dirigida para o mar), precursora da actual. Formaram-se vales fluviais largos nas áreas montanhosas e deram-se numerosas capturas de bacias endorreicas interiores. No Plistocénico, a continuação do soerguimento tectónico regional e os períodos com baixo nível do mar foram determinantes no progressivo encaixe da rede hidrográfica e no desenvolvimento de capturas fluviais.

Na região de Trás-os-Montes, as rochas sedimentares cenozóicas que cobrem o substrato antigo são testemunhos de um sistema de drenagem mais antigo do que o atual, enquadrado na Bacia Terciária do Douro. São vestígios de um paleossistema fluvial, representado por paleovales escavados no substrato pré-mesozoico. Estes paleovales foram posteriormente cobertos por sedimentos variados, que testemunham condições tectónicas e climáticas do Cenozóico.

A Formação de Bragança, Foto 1, constitui testemunho, no sector proximal, da paleorede fluvial que drenava em direção à Bacia cenozóica do Douro. Admite-se como sendo essencialmente miocénica.

Falha da Vilariça-4a

Foto 1 –  Afloramento em talude de estrada, no interflúvio entre o rio Azibo e a ribeira de Salselas, com depósitos cenozóicos da Formação de Bragança. Estes sedimentos estão relacionados com os de Castro Roupal, já que ambos testemunham a mesma paleodrenagem. São visíveis falhas que afetam os sedimentos, relacionadas com o acidente Bragança-Vilariça-Manteigas (BVM). Mapa de localização dos afloramentos de Cenozóico relacionados com o sector proximal da Bacia do Douro em Portugal. 1 – Depressão de Bragança; 2 – Depressão de Macedo de Cavaleiros; 3 – Depressão da Vilariça; 4 – Depressão da Longroiva; 5 – Depressão de Mirandela; 6 – (Paleovale de) Silva; 7 – (Paleovale de) Atenor.

Formação de Bragança

Formada por dois membros com alternâncias de conglomerados, areias e argilas, Foto 2,  onde se evidencia a resposta a estímulos tectónicos relacionados com rejogo da falha da Vilariça ao longo do Neogénico. Estes sedimentos tiveram origem em leques aluviais que alimentavam as fácies mais próximas de um modelo fluvial principal, de carácter entrançado, de baixa sinuosidade e que drenava para Este no sentido da Bacia Terciária do Douro (idades entre o Miocénico Superior e o Pliocénico Inferior).

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Foto 2 – Depósito de alternância de conglomerados, areias e argilas da Formação de Bragança (Miocénico) afetadas pelo rejogo da Falha da Vilariça.  O registo histórico na Falha da Vilariça, é, ainda visível em pequenas fraturas nos depósitos Pliocénicos-Plistocénicos, designados na Ibéria por “rañas”. Estes depósitos desimentares tipo “rañas” são excelentes para a viticultura, mercê, de perderem humidade na estiagem e permitirem a boa maturação da uva.

A Falha da Vilariça

A falha da Vilariça, que se desenvolve entre Bragança, Vilariça e Manteigas, corresponde a um grande acidente tectónico, com uma extensão de 250 km. Esta falha, ainda que de baixa atividade sísmica, e foi em tempos atrás responsável pelo sismo de 1858, que destrui a vila de Moncorvo. Associado ao movimento da falha ocorreu o levantamento de blocos (num modelo do tipo push-up) como as Serras de Bornes (1199 m) e a Serra da Nogueira (1320 m) e o abatimento de outros, como as depressões de Santa Combinha, Macedo de Cavaleiros ou da Vilariça,  Figura 1.

Falha Manteigas-Vilariça-Bragança

Figura 1 – A falha de Manteigas-Vilariça-Bragança é uma das grandes estruturas tectónicas do NE de Portugal. Corresponde a uma falha de desligamento esquerdo, com uma direção NNE-SSW e comprimento aproximado de 220 km que afeta o soco Varisco.

No segmento central de Vilariça atinge-se o valor máximo de 9 km de desligamento, resultado de várias fases de movimentação desde a orogenia Varisca até à atualidade, dos quais 1 km se atribui ao Pliocénico superior a Quaternário. A atividade Plio-Quaternária da falha é evidenciada por uma expressão geomorfológica regional marcada e pela presença de sedimentos recentes falhados, tal como se pode observar neste afloramento. Estudos geomorfológicos têm evidenciado vários indicadores de atividade quaternária nesta falha que corroboram a cinemática de desligamento esquerdo: escarpas de falha bem definidas e retilíneas, estruturas compressivas, defleção esquerda do rio Douro e de drenagens menores quando cruzam a falha, drenagens sem cabeceira, rejeição de terraços fluviais, alinhamentos de formas com morfologia em sela, facetas triangulares e vales lineares. Estes indicadores permitiram aos geólogos estimar uma taxa de desligamento para o Quaternário entre 0.2 e 0.5 mm/ano.

Fontes utilizadas para texto e esquemas (consultados em 19/08/2018): 

Rinoceronte Lanudo

Companheiro inseparável do mamute-lanudo, esta espécie apresentava um tamanho semelhante ao rinoceronte-branco-africano, podendo medir mais de quatro metros de comprimento, Foto 1.

Rinoceronte Lanudo (Museu de HN de Estugarda)

Foto 1 – O Rinoceronte-lanudo tinha um chifre nasal comprido e encurvado, aplanado dos lados como um sabre.  Fóssil (resto ou vestígio de seres vivos  que viveram no passado e foram preservados de forma natural até aos nossos dias) do crânio de um rinoceronte-lanudo no Museu de História Natural de Estugarda (Alemanha).

Achados na Sibéria confirmam que o corpo do rinoceronte-lanudo, tal como o do mamute, estava coberto por uma espessa camada de pêlo. Os molares e pré-molares, com coroas altas e complexas retracções no esmalte, encontravam-se adaptados a uma dieta à base da vegetação herbácea da estepe, muito abrasiva.

Nas grutas de Jou Puerta e a Rexidora nas Astúrias (Espanha) foram descobertos vestígios deste animal o que confirma a sua presença na Península Ibérica durante o Plistocénico.

Viagem à biodiversidade do Cenozoico (aqui)

Fonte : National Geographic – Julho 2018

 

 

Slump ou dobras sin-sedimentares

O que é um slump?

É uma estrutura sedimentar de deformação pós-deposicional que pode ocorre desde a escala centrimétrica a quilométrica. A designação é atribuída a um depósito subaquático, constituído por uma grande massa de sedimentos que desliza pela acção da gravidade ao longo de taludes e se deforma internamente durante o movimento, Foto 1.

Esquema

Foto 1 – As estruturas de deslizamento subaquático são frequentemente utilizadas como critério de polaridade vertical, pois mostram um grau de deformação crescente para o teto, bem como um truncamento das estruturas antiformas, também para tecto.Sin-sedimentar, diz-se de qualquer fenómeno que acontece simultaneamente com a sedimentação de materiais.

Estas massas adquirem frequente formas bem características, como dobras deitadas, anticlinais e sinclinais assimétricos. Associam-se-lhes, por vezes, fenómenos de brechificação de sedimento, originando blocos de dimensões variáveis, podendo ocorrer falhas. O plano axial da dobra, habitualmente posiciona-se  , paralelamente à inclinação do talude.

Os slumps nas fotografias que se seguem foram tiradas num afloramento da Praia da Mareta (Algarve – Portugal.  Parte da geologia visitada nesta praia pode ser consultada num post anterior (clique aqui) . Os slumps observados ocorrem em rochas do Caloviano (Jurássico médio).

Enquadramento geológico

A Praia da Mareta está localizada numa província geológica denominada Bacia Meso-Cenozóica. Esta bacia (também designada Bacia Algarvia) tem 150 km de comprimento e 13 a 30 km de largura apresenta uma orientação E-W. Atendendo à diversidade geo-paisagística e ao coberto vegetal consideram-se três grandes unidades fisiográficas/geomorfológicas: a Serra (formações do Paleozóico), o Barrocal (formações do Mesozóico) e o Litoral (formações Meso-Cenozóicas). Os depósitos sedimentares do Mesozóico são contemporâneos da bacia Lusitânica (Orla Ocidental) e terão sido depositados durante a abertura do oceano de Tethys e Atlântico, sofrendo uma inversão do regime tectónico, fenómeno este induzido pela colisão das placas Africana e Euro-asiática no Cretácico superior.

Nas arribas da praia da Mareta encontram-se expostas duas séries de formações diferentes: a série sedimentar quase completa do Jurássico médio e parte da série sedimentar do Jurássico superior. Estas duas séries encontram-se separadas por uma discordância erosiva, separando o Caloviano (Jurássico médio) do Oxfordiano (Jurássico superior).

A Praia da Mareta situa-se na sub-bacia ocidental onde a sedimentação permaneceu contínua durante todo o Liásico médio e superior (Jurássico médio), com fácies de plataforma aberta margo-carbonatada. Após a lacuna erosiva do Aaleniano (Jurássico médio), voltou a verificar-se sedimentação carbonatada no Bajociano (Jurássico médio), (176 a 170 Ma), mas agora com o desenvolvimento de uma pequena barreira de construções recifais, que separava ambientes de fácies lagunares, a Norte, de ambientes francamente marinhos, a Sul.

O Caloviano (Jurássico médio) é representativo de um regime de sedimentação mais distal, de maior profundidade, sobre o qual assenta em discordância o Oxfordiano (Jurássico superior). São também notáveis nos níveis margosos do Caloviano as estruturas de escorregamentos sin-sedimentares (slumps).

Fotos de slumps na Praia da Mareta (Jurássico médio)

Slump (Praia da Mareta) (42)

 

Slump (Praia da Mareta) (28)

 

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Fontes consuladas do texto e esquema:

Mamute lanudo

Os mamutes são um grupo extinto de elefantes do género Mammuthus, cujos antepassados migraram de África há cerca de 3,5 milhões de anos, espalhando-se pela Eurásia e adaptando-se a um domínio caracterizado por matas, savanas e estepes. O mais conhecido destes proboscídeos (do grego proboskis – tromba) é o mamute-lanudo (Mammuthus primigenius), parente próximo dos elefantes atuais e com aproximadamente o mesmo tamanho, foto 1.

Foto 1

Foto 1 – Uma equipa de cientistas conseguiu sequenciar o código genético do mamute lanudo. Esta equipa estraiu e analisou o DNA do mamute usando uma nova técnica que funciona mesmo com pequenas quantidades de osso fossilizadas. O DNA mitocondrial é particularmente útil para estudar relações evolutivas entre as diferentes espécies. O DNA mitocondrial é transmitido pela linha materna com poucas, mas regulares, mudanças, dando uma visão sobre o passado da espécie em questão. Na foto, a filogenia da família dos elefantes e uma reconstituição do Mamute Lanudo no Museu de História Natural, Estugarda (Alemanha) –  Staatliches Museum für Naturkunde Stuttgart.  

O registo fossilífero mais antigo é do Plistocénico médio (Era Cenozoica), há mais de 400 mil anos, provavelmente no nordeste da Sibéria. O mamute-lanudo encontrava-se perfeitamente adaptado ao frio, com uma camada de pêlo bastante densa. Como muitos dos mamutes ficavam frequentemente enterrados em sedimentos, no caso da Sibéria estes congelaram e muitos dos restos mortais sobreviveram até à época contemporânea no permafrost (solo permanentemente gelado, Foto 2.

Foto 2

Foto 2 – O conjunto de processos que conduz à formação de um fóssil a partir de um organismo denomina-se de fossilização e é um caminho complexo, que pode demorar milhões de anos e que ocorre apenas em condições favoráveis. As águas calmas facilitam a estabilidade e a cobertura do corpo do animal por camadas de sedimentos muito finos que o preservam no seu interior. Com o tempo os sedimentos transformam-se em rocha e o corpo fossiliza. Nesta jazida fossilífera a fossilização ocorreu por mineralização, processo que, por alteração ou por adição de minerais, origina material petrificado dos restos biológicos de natureza orgânica ou biomineralizada. Os restos fossilizados resultam da substituição das partes moles e duras por matéria mineral. Localização de afloramentos com jazidas de mamutes no estado de BadenWürttemberg (Alemanha). 

No tempo dos mamutes crescia uma vasta pradaria árida designada de “estepe dos mamutes”, que se estendia desde a Península Ibérica até à Kamachatka atravessado a ponte terrestre de Bering até ao Alasca e grande parte da América do Norte.

Ervas compridas, ervas de folha larga e arbustos rasteiros da estepe forneciam alimento nutritivo, alimentando uma diversificada megafauna mamífera e exuberantemente peluda de enormes dimensões. Eram ecossistemas com populações de rinoceronte-lanudo, os gigantescos bisontes-de-chifres-longos e os grandes carnívoros como os tigres-dentes-de-sabre e as hienas-das-cavernas. Esta associação faunística viveu num ambiente frio e árido, cuja vegetação era dominada pela vegetação herbácea (a tundra-estepe ou estepe do mamute).  De toda esta megafauna, o mamute-lanudo é sem dúvida o animal mais emblemático das glaciações quaternárias. A fauna do mamute-lanudo nunca se estabeleceu por completo na Península Ibérica mas há registos arqueológicos e paleontológicos ibéricos, sobretudo a norte, na cordilheira Cantábrica e na Catalunha.

Um Europa selvagem que desapareceu

A Europa do Plistocénico, povoada por esta macrofauna, alterou-se drasticamente no fim da última glaciação há cerca de 12 mil anos, quando quase todas as espécies de grandes mamíferos desapareceram. A maioria dos especialistas concorda que este empobrecimento faunístico resultou de dois fatores combinados: por um lado o aquecimento climático, produziu uma mudança profunda da vegetação e, consequentemente o desaparecimento do habitat (local onde vive um ser vivo) dessas espécies.  Por outro lado a  expansão do Homo sapiens exerceu uma pressão considerável sobre as populações destes animais, talvez já debilitadas pela redução do seu habitat, empurrando-as finalmente para a extinção.

Viagem à biodiversidade do Cenozoico (aqui)

Fontes consultadas: 

Esquema da foto 1 – http://journals.plos.org/plosbiology/

National Geographic – Julho 2018

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