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

 

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