Categoria: Geologia

Grand Canyon e a litoestratigrafia

A Terra apresenta uma longa História, de aproximadamente, 4600 milhões de anos. Este período de tempo é objeto do estudo da Geologia, que pretende reconstruir e caracterizar a História da Terra, sendo fundamental para se compreender os principais fenómenos que ocorrem atualmente. A Estratigrafia tem como objetivo o estudo e a descrição dos estratos ou camadas e o seu posicionamento relativo, espácio-temporal. Neste estudo são tidas em consideração as condições de formação das rochas sedimentares, através do seu conteúdo fóssil e composição litológica. Os geólogos aplicando os princípios básicos deste ramo da Geologia, interpretam os dados registados nas rochas, procurando reconstruir a História da biosfera numa determinada região.

Grand Canyon e os princípios litoestratigráficos fundamentais

O Grand Canyon é um acidente geográfico situado nos Estados Unidos da América, Foto 1. Corresponde a uma depressão que o rio Colorado moldou durante milhares de anos à medida que as suas águas percorriam o seu leito, aprofundando-o ao longo de 446 Km. Chega a medir 29 Km de largura e atinge profundidades de 1600 metros. Há cerca de 10 milhões de anos, devido a fenómenos tectónicos, ocorreu uma elevação da crosta na zona onde viria a formar-se o Grand Canyon. Antes desse fenómeno, o rio fluía numa zona plana pouco acima do nível do mar. Após essa elevação, a ação do rio foi decisiva para a formação do vale do Grand Canyon. Cerca de 2 mil milhões de anos da história geológica da Terra foram expostas pelo rio, à medida que este e os seus afluentes foram expondo camada após camada. Das rochas expostas, as situadas mais abaixo são rochas ígneas e metamórficas, que formam um complexo Pré-Câmbrico, designado “Xistos de Vishnu”. O termo “Complexo”, designa uma unidade constituída por diversos tipos de uma ou várias categorias de rochas (sedimentares, ígneas ou metamórficas) em que a sua estrutura é tão complicada que a sucessão original dessas rochas não é decifrável. Como não existem fósseis preservados nos xistos deste complexo, não existe um método rápido para saber a sua idade geológica, apenas se sabe que se formou por metamorfismo de rochas sedimentares e ígneas, há muito tempo. No caso do Grupo de Vishnu os geólogos utilizaram dados de cronologia absoluta, datação radiométrica que se baseia no decaimento radioativo de isótopos instáveis.

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Foto 1 – Esquema do corte geológico (adaptado) da região do Grand Canyon.  Formações são as unidades básicas da classificação litoestratigráfica.

Acima do Grupo de Vishnu está a Série do Grand Canyon, um grupo de arenitos, calcários e argilitos intercalados, depositados originalmente como areias e argilas ao longo de rios, lagos e mares pouco profundos e separados do Grupo Vishnu por uma discordância angular, indicadora de um período de deformação, Foto 2.

Foto 2 – Uma discordância é uma relação geométrica entre duas unidades estratigráficas onde não existe paralelismo entre os materiais infra e suprajacentes. Quando a discordância é angular, esta é expressa por uma superfície de erosão chamada superfície de discordância que trunca os estratos infrajacentes, ou seja a estratificação de ambos os materiais faz um ângulo (no esquema superfície assinalada com setas a vermelho).

Existe uma outra discordância angular entre a Série do Grand Canyon  e as formações sobrejacentes do Câmbrico, que é indicadora de um grande período de erosão. As formações seguintes, em direção ao topo do Grand Canyon, são as do Carbónico e Pérmico, as primeiras com abundantes plantas terrestres e as segundas, correspondentes a estratos do Pérmico, com pegadas de répteis terrestres primitivos (icnofósseis). A estratificação entrecruzada e a presença destes icnofósseis sugere a deposição de areias em ambiente terrestre, possivelmente por ação do vento, num ambiente árido. As últimas formação deste período, constituídas principalmente por calcários , revelam deposição em ambiente marinho.

 

Nos mares da Serra do Marão

Os icnofósseis são vestígios da atividade biológica de seres vivos do passado, como pegadas, excrementos, ovos ninhos, túneis ou galerias no solo. Os fósseis, neste caso os vestígios da sua atividade são uma importante fonte de informação sobre o passado da Terra. O estudo das rochas e dos fósseis nela contidos, Foto 1, permite reconstruir os ambientes do passado, sendo possível determinar, para além das espécies então existentes, características do ambiente de sedimentação, como a profundidade e temperatura da água, o grau de turbulência, os tipos e sedimentos, etc. Frequentemente, a partir dos fósseis também é possível determinar quando ocorreram tais ambientes, isto é, a sua idade.

marcas de corrente

Foto 1 – Afloramento de quartzitos com marcas de corrente e icnofósseis na Serra do Marão (Vila Real). As rochas levantadas durante a Orogenia Varisca (formação de montanhas), há cerca de 300 milhões de anos são essencialmente arenitos metamorfizados (quartzitos armoricanos) que resultaram de sedimentos que fora depositados em ambiente marinho. Na Serra de Valongo (Porto) ocorrem também estratos deste quartzito armoricano. Marcas de ondulação que resultaram da movimentação das areias nos fundos marinhos pela ação de correntes em zonas de pouca profundidade.

As rochas que aqui ocorrem, e que incluem icnofósseis de Trilobites, são essencialmente do Ordovícico, período da era Paleozoica. A geodiversidade de uma dada região consiste na variedade de aspetos geológicos dessa mesma região. Quanto maior a variedade de aspetos geológicos de uma região, como, por exemplo, rochas, minerais, fósseis ou forma de relevo, mais elevada é a sua geodiversidade. Existem locais, os geossítios, que possuem elementos de geodiversidade com elevado interesse científico, pedagógico ou turístico. Num a dada região, o conjunto de geossítios constitui o seu património geológico.

Quando num determinado nível ou camada se identifica uma enorme concentração de galerias ou pistas que perturba de forma mais ou menos intensa as estruturas sedimentares iniciais, Foto 2, designa-se por bioturbação. Deste modo, a bioturbação resulta do revolvimento dos sedimentos por parte de certos tipos de organismos que viveram em domínios aquáticos.

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Foto 2 – Os fósseis representados na fotografia são icnofósseis, isto é, são vestígios de atividade biológica de seres vivos do passado. O processo de fossilização foi a moldagem. As marcas deixadas nos sedimentos pelos animais (Trilobites), ao serem prenchidas por novos sedimentos, funcionaram como moldes.

As bilobites, Diaporama 1 são marcas orgânicas que resultaram da atividade de organismos. Exemplos muito frequentes destas estruturas são as cruzianas. Tratam-se de pistas constituídas por dois sulcos paralelos. A partir da zona axial partem nervuras dispondo-se oblíqua ou transversalmente ao eixo central.

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Diaporama 1 – A região onde atualmente está localizado este afloramento, Serra do Marão, constituía, há 480 milhões de anos, um fundo marinho. Provam-no as marcas de ondulação fósseis e os fósseis da atividade biológica de animais marinhos como as trilobites. Os icnofósseis neste afloramento indicam um ambiente de formação marinho típico de zonas costeiras, com rebentação em águas pouco profundas. Fotos de um horizonte quartzítico com Cruzianas tectonicamente deformada, no topo do Membro Ermida da Formação Marão.

 A vida no Paleozoico.. um resumo curto.

Esta era é caracterizada por um explosão de biodiversidade aquática no Período Câmbrico. O final da Era Paleozoica foi marcado pela extinção em massa das trlobites e de muitos seres vivos aquáticos e terrestres, Foto 3.

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Foto 3 – Nos mares quentes e pouco profundos evoluíram numerosos grupos de animais aquáticos invertebrados ( divisão do Reino Animal, sem valor taxonómico, que inclui todas as formas, com exceção dos vertebrados) com exoesqueleto, como as trilobites. O desenvolvimento do exoesqueleto terá sido uma das causas do abundante e diversificado registo fóssil desta Era.

Já não existem representantes atuaisda trilobites – artrópodes fósseis em que o corpo protegido por um exoesqueleto duro, estava dividido em três partes. Foram animais marinhos que viveram no Paleozoico e ocupavam todos os nichos ecológicos, desde a superfície da água até às profundidades sem luz onde existiam espécies de trilobites cegas.

 

Bacia de Paris e o Palácio de Chambord

A Bacia de Paris, Foto 1, é um exemplo de uma vasta depressão grosseiramente circular rodeada por antigas formações variscas. Esta bacia contém na sua zona central cerca de 2500 metros de formações sedimentares de idade Mesozoica e Cenozoica. Pelo contrário, estas formações não passam de algumas centenas de metros junto à sua periferia.

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Foto 1 – As grandes bacias de França (geometria e espessura dos sedimentos). A Bacia de Paris apresenta uma série de auréolas coloridas centradas perto da região parisiense, onde se localizam os sedimentos mais jovens (Terciário).

Apesar das deformações devidas à orogenia alpina e das variações eustáticas do nível médio do mar que esteve na origem de inúmeras transgressões e regressões, o máximo de acumulação sedimentar e subsidência ocorreu na região central desta bacia, durante toda a sua história. No caso das deformações alpinas estas afetam, sobretudo o pólo de subsidência, ligeiramente no Mesozoico e de uma forma mais acentuada durante o Cenozoico.

Os processos ligados à dinâmica da litosfera que permitiram explicar a formação deste tipo de bacia estão diretamente relacionados com a instalação de um rifte continental durante o Pérmico (Paleozoico). No final do Paleozoico, com o início do deslocamento da Pangea, a peneplanície pós-varisca é submetida a esforços distensivos que estão na origem de fossas de afundimento alongadas segundo as direções principais, devidas à orogenia varisca. Nestas fossas são depositados entre 500 a 1000 sedimentos pérmicos.

Após o processo de rifting verificado durante o Pérmico, contata-se uma detumescência térmica, a qual vai originar a depressão onde irão ocorrer os fenómenos de subsidência posteriores.

Desta forma, podemos então concluir que, no processo evolutivo desta bacia sedimentar, ela tem origem após um fenómeno inicial de rifting ocorrido durante o Pérmico, ao qual se seguiu um processo de subsidência associado a um equilíbrio térmico de uma litosfera adelgaçada. A origem desta bacia é, portanto, devida a um processo de formação de um rifte continental abortado, cuja depressão ultrapassa largamente a extensão inicial desta fossa tectónica.

Evidências da Bacia de Paris no Vale do Loire

Na região do Vale do Loire, Foto 3, o património arquitetónico renascentista francês foi edificado com o “Tufo branco da Touraine”, conhecido pela designação gaulesa de “Tuffeau blanc de Touraine”. Esta rocha é uma “Cré“, calcário marinho de grão muito fino, poroso e algo friável. No caso do Tufo branco além do carbonato de cálcio apresenta silicatos sendo os mais abundantes a sílica e a moscovite. É a variação na concentração de silicatos que permite a grande diversidade de tufos calcários de idade Cretácica usada na construção de edifício nesta zona cento do território francês.

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Foto 2 – A carta geológica da região do vale do Loire conta-nos uma história interessante. A sul afloram as rochas do soco varisco com alguns estratos de idade Pérmica e do Triássico correspondendo a uma sedimentação sin-rifte. Sobre estas rochas ocorrem as auréolas azuis representando o Jurássico e verdes do Cretácico com uma sedimentação marinha (pós-rifte) em mares epicontinentais (de pouca profundidade). De cor amarela, testemunhos de uma nova Era, o Cenozoico, representado nesta região por rochas marinhas lacustres depositadas num clima tropical onde nos ecossistemas vagueavam os antílopes e rinocerontes do Terciário (sistema da era Cenozoica, com 65 a 1,74 Ma, abrangente dos períodos Paleogénico e Neogénico).

No Palácio de Chambord (Château de Chambord) a construção foi feita com estes calcários extraídos das pedreiras nas margens do rio Loire de Cher. Porém esta rocha macia é facilmente alterável tendo sido também utilizados calcários mais resistentes (do Jurássico) nas ombreiras das janelas e nas escadarias, Diaporama 1.

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Diaporama 1 – Chambord é um dos principais castelos do Vale do Loire. Ele faz parte da lista do património mundial da Unesco desde 1981 e é uma propriedade do estado francês. O  edifício foi construído para servir como pavilhão de caça para François I, o qual já mantinha residências reais nos vizinhos castelos de Amboise e Blois. François I, um “rei das Artes” mandou construir vários castelos pelo Vale do Loire, entre os quais Blois, Amboise e Chambord. Cercado por uma floresta rica em veados e javalis, o Château de Chambord foi concebido como residência de caça, apenas sendo utilizado por pequenas temporadas, quando o rei aqui se deslocava e trazia consigo os seus próprios móveis. Chambord conta com uma escadaria em espiral dupla, composta por duas rampas que se entrelaçam uma na outra em torno de um núcleo oco com aberturas. Se duas pessoas usarem uma rampa diferente, podem ver-se pelas aberturas durante todo o percurso sem nunca se cruzarem. Esta escada terá alegadamente sido projetada por Leonardo da Vinci, amigo pessoal de François I, o qual fez esboços muito similares ao desta escadaria antes de esta ter sido construída.

As rochas calcárias como o Tufo Branco da Touraine são também muito interessantes pela história geológica que contam. Durante o Turoniano, andar do Cretácico superior, com 92 a 88 Ma, que tem como estratotipo o cré de Tour na margem norte do rio Loire, a Bacia de Paris estava a ser formada numa sequência típica de mares epicontinentais com sedimentação pós-rifte onde a orientação geral da compressão era Este-Oeste. No final do Cretácico e início do Cenozoico ocorreu uma mudança na orientação da compressão. O novo regime de orientação Norte-Sul, bem testemunhado na Europa Central é interpretado como sendo uma evidência do início do Ciclo Alpino. Mas este fica para um outro episódio… 

Nicolau Steno e os fósseis

Sabemos atualmente que o chão que pisamos é, em muitos casos, um antigo fundo submarino, e não nos admiramos por nele encontrar fósseis de espécies biológicas marinhas. Mas os Antigos interrogavam-se sobre a presença de conchas marinhas de pedra, que podiam observar bem longe dos rios e até, por vezes, nas montanhas, Figura 1.

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Figura 1 – O primeiro geólogo a descrever os fósseis como restos antigos de seres vivos foi o dinamarquês icolau Steno, no século XVII, que contribuiu de forma significativa para uma mudança brusca no pensamento científico.

Em 1669, o dinamarquês Niels Steensen, conhecido por Nicolau Steno (1638-1686), publica o prólogo de uma dissertação «Sobre um sólido contido naturalmente num sólido», que estabelece definitivamente as bases da geologia moderna.

Segundo Steno, qualquer sólido teve origem num fluido. Os estratos (camadas de terreno) do subsolo, Foto 1, depositaram-se, portanto, sucessivamente uns sobre os outros, processo a que, mais tarde se chamará sedimentação. Estes estratos são inicialmente horizontais e contínuos. Cada um contém conchas e outros detritos, restos de seres vivos que viviam nessa época e que se acumularam no fundo da água.

Amonites

Foto 1 – Os mais de 50 m de espessura  de camadas de calcários e margas cinzentas constituem um local de referência interncional. Estas rochas encerram testemunhos excecionais da vida na Terra que ali existiu ao longo de 40 milhões de anos, nos tempos jurássicos (Mesozoico).

Leonardo da Vinci, já formulara uma hipótese semelhante acerca da contiguidade de um mesmo tipo de fósseis numa mesma camada de terreno, sem o explicar. Mas Steno vai mais longe. Distingue dois tipos de depósitos: os que contém fósseis marinhos, sal marinho e aqueles menos consolidados que contém grãos, restos de vegetais, ou seja, depósitos lacustres, que ele considera mais jovens. O universo de Steno não tem milhões de anos, é o universo da Bíblia que só tem alguns milhares de anos, e é difícil ao cientista conciliar observações e teologia. No entanto Steno teve o mérito de atribuir aos fósseis um papel fundamental na determinação dos aspetos das formações geológicas.

A Paleontologia foi assumindo importância crescente, e foi Cuvier, considerado o fundador da Paleontologia moderna (século XVIII), quem afirmou que os fósseis são vestígios de seres vivos que viveram no passado.

 

Icnofóssil do Cabo Mondego

São fósseis de vestígios da atividade biológica de organismos do passado, Foto 1, preservados em sedimentos, rochas ou em corpos fósseis.

Icnofóssil

Foto 1Icnofóssil de uma pegada de um dinossáurio carnívoro em rochas do Jurássico (Mesozoico) na região do Cabo Mondego (Serra da Boa Viagem).  O Cabo Mondego situa-se no bordo ocidental da Serra da Boa Viagem, ao longo da costa atlântica, entre as praias da Murtinheira e da Figueira da Foz. Representa alguns dos mais importantes episódios da História da Terra ocorridos durante o Jurássico. O afloramento corresponde a uma série de sedimentos marinhos e fluviolacustres rico em informações paleontológicas, sedimentológicas e paleomagnéticas. Inclui níveis com as mais antigas pegadas de megalossaurídeos (dinossáurios bípedes e carnívoros) descritas em Portugal e cuja primeira referência data de 1884.

Como exemplos de icnofósseis referem-se as pegadas, pistas de deslocação, marcas de dentadas, excrementos (coprólitos), ovos, túneis, etc. Os icnofósseis são importantes pois possibilitam o registo da presença de animais de corpo mole que normalmente não se preservam, mostram a diversidade de comportamentos das populações fossilíferas, auxiliam nas interpretações paleoambientais e paleoecológicas e indicam o topo e a base das camadas.

Fóssil

O conjunto de processos que conduz à formação de um fóssil a partir de um organismo denomina-se fossilização e é um caminho longo e complexo, que pode durar milhões de anos e que ocorre apenas em condições favoráveis, Figura 1.

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Figura 1 – Quando um ser vivo morre, começa imediatamente a decompor-se (apodrecer), sendo as partes moles as primeiras a desaparecerem. As partes duras, como conchas, dentes, garras e carapaças ou ossos, resistem mais tempo, mas também acabam por ser desfeitas. Para que um organismo se transforme num fóssil terá de ficar rapidamente enterrado, antes de se decompor, coberto por partículas muito finas transportadas pela água. Estes sedimentos, e os fósseis que guardam no seu interior, serão lentamente compactados e cimentados em rocha sedimentar (diagénese). Se não houver qualquer perturbação, a deposição dos materiais, ou seja, a sedimentação, ocorre regularmente, sendo os sedimentos mais antigos (A) cobertos por sedimentos mais recentes (B e C). Os sedimentos vão evoluindo, acabando por formar rochas sedimentares que se dispõem em camadas sucessivas e sobrepostas, chamadas estratos (a palavra estrato provém do latim stratu e significa camada).

Os fósseis, Foto 1, são vestígios de organismos do passado, geralmente conservados nas rochas sedimentares. Estes vestígios podem ser restos, a totalidade do corpo do ser vivo ou vestígios da sua atividade. O registo de locomoção, como pegadas, de alimentação, como dentadas, ou de reprodução, como os ovos, são exemplos de vestígios da atividade dos seres vivos.

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Foto 1 – Fóssil de um ictiossauro em sedimentos finos (argilas) metamorfizados. Os ictiossauros são répteis marinhos mesozoicos que evoluíram para um corpo fusiforme, vagamente semelhante ao de um golfinho (embora não partilhem nenhum parentesco próximo com estes mamíferos). Alguns fatores, como, por exemplo, as temperaturas baixas, a falta de oxigénio ou, anda, o soterramento rápido com sedimentos finos, impedem ou dificultam a decomposição. Os sedimentos impedem o acesso dos animais necrófagos (decompositores) dos restos orgânicos e diminuem o contacto com o oxigénio, o que, em conjunto com a temperatura, dificulta a proliferação dos decompositores e pode levar, em situações excecionais, à preservação do organismo na totalidade.

No entanto, quase sempre ocorre a decomposição das partes moles, tendo as partes duras, como o esqueleto, interno ou externo, muito maior probabilidade de fossilizar. O esqueleto pode fossilizar por mineralização, processo onde existe a substituição lenta dos componentes orgânicos por minerais, Foto 2.

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Foto 2 – Mineralização de vértebras do esqueleto de um ictiossauro dos mares do Mesozoico.  Os fósseis podem dar-nos muitas informações importantes sobre os ambientes de tempos passados – paleoambientes.

Atualmente, os fósseis não são apenas encarados como evidências da capacidade das formas vivas sofrerem transformações sucessivas ao longo do tempo geológico. O estudo os fósseis, a par das rochas onde se formaram, permite conhecer espécies que viveram no passado mas permitem também conhecer os ecossistemas antigos.

Rapakivi

A textura rapakivi é uma caso especial de zonação em feldspatos, sendo esta caracterizada por uma auréola de plagióclases rodeando o núcleo de feldspato potássico. Apesar de existirem diversas explicações para a origem desta textura, tudo parece indicar uma origem relacionada com mudanças na composição do magma inicial por mistura/contaminação com magmas mais básicos, Foto 1. Os estudos de petrologia experimental parecem também apoiar uma origem relacionada com a mistura de magmas. 

Rapakivi

Foto 1 – Esta textura rapakivi é observada sobretudo em granitos formados preferencialmente no Proterozóico. O termo rapakivi («rocha podre») foi introduzido por geólogos finlandeses em referência à textura aqui descrita e que é característica de muitos granitos proterozoicos (com cerca de 1800 milhões de anos) que afloram no escudo báltico.

Como se forma esta textura?

Observando com atenção a foto 1 além dos feldspatos ovoides com auréolas de plagioclase é possível observar feldspatos sem auréolas e plagioclases sem estarem a rodear os feldspatos potássicos. Mais pequenos e presentes na matriz. Intrigante? sem dúvida… 

Na Figura 1 com o diagrama P-T mostrando os equilíbrios mais significativos para um sistema híbrido (H) formado por uma mistura de magmas entre um sistema máfico (M; 30%) e um félsico (F; 70%) é possível compreender o processo de formação deste tipo particular de textura.

Rapakivi-2Figura 1 –  No diagrama P-T encontram-se representadas algumas curvas significativas do sistema félsico. As temperaturas e percentagens de cristais dos magmas envolvidos na mistura a alta pressão foram calculados com o programa MELTS (http://melts.ofm-research.org/).

As setas vermelhas marcam a trajetória ascendente do magma e o seu arrefecimento isobárico (pressão constante) e instalação do magma a 300 MPa.

O processo deformação pode ser explicado em três etapas:

  1. Mistura dos magmas em profundidade. Os cristais de ortóclase (magma félsico) formados sofrem dissolução devido à instabilidade provocada pelo aumento da temperatura e mudança na composição do sistema (mistura). Esta dissolução explica a formação de ortóclase (feldspato potássico) com uma forma ovoide. Cristaliza a clinopiroxena e a plagióclase no magma máfico e estes minerais são incorporados como xenocristais no magma híbrido.
  2. Durante a ascensão o magma híbrido (H) cruza a curva de estabilidade da clinopiroxena (Figura 1) e o líquido torna-se mais rico em cálcio. No arrefecimento forma-se a plagióclase que rodeia a ortóclase formando uma auréola do “magma básico” nas ortóclases ovoides do “magma félsico”.
  3. Na etapa de instalação e arrefecimento de novas auréolas de plagióclase são formadas sobre as camadas anteriores. Ocorre cristalização de plagióclase e ortóclase à  “mesostasis” ou matriz da rocha ígnea formada.

Granito de Lavadores e rapakivi

O granito de Lavadores (Porto, Portugal) é um granito porfiróide, com matriz de grão médio a grosseiro, biotítico (biotite primária), podendo apresentar alguma moscovite e abundantes megacristais de felspato potássico. Nos megacristais, a incidência da luz solar permite verificar a existência de um plano que divide o megacristal em duas zonas com diferente orientação cristalográfica – plano de macla (macla de Karlsbad). Os megacristais apresentam outras características importantes, a presença de orlas de crescimento tardio relativamente à cristalização da matriz envolvente, muitas vezes evidenciadas por «linhas concêntricas» de concentração de biotite e a existência de megacristais com textura rapakivi, Foto 3. Verifica-se que a quantidade de megacristais é muito variável, havendo zonas em que se observa grande concentração destes, em detrimento de outras em que ocorrem de modo mais disperso.

Rapakivi (Lavadores)

Foto 3 – No granito de Lavadores, em certos locais é possível observar a presença de megaristais rosados com uma orla exterior branca, representando uma textura rapakivi.

Este granito é, ainda, caracterizado pela presença de numerosos encraves mesocratas e melanocratas, em geral microgranulares, por vezes com alguma tendência porfiróide. Estes encraves têm dimensões variáveis, contactos bruscos e formas mais ou menos ovaladas. Em alguns locais do afloramento, os encraves ocorrem em concentrações, por vezes alinhadas (corredores de encraves ou enxames de encraves) que parecem representar, no seu conjunto, estruturas magmáticas relacionadas com a instalação e o fluxo do magma. Estes aspetos poderão ser explicados por cristalização, mais ou menos simultânea, de dois magmas imiscíveis e com diferentes viscosidades, correspondendo um deles a um magma granítico, e o outro, a um magma possivelmente de composição tonalítica.

A mistura destes dois magmas pode explicar a presença de textura rapakivi neste granito de idade paleozóica. Será esta a explicação?

Fontes consultadas:

https://www.researchgate.net/publication/247936966_The_Origin_of_Rapakivi_Texture