Castelo de Beja (Castelos de informação geológica em viagem I)

(Castelos de informação geológica em viagem I)

No reino dos Gabros

O álbum de fotos pode ser consultado em (clique na imagem)

Complexo Ígneo de Beja

Gabro

A designação de gabro foi proposta em 1768, e deriva do termo latino gaber que significa macio.
Os gabros são rochas plutónicas, melanocratas, de textura grosseira, composição básica, constituídas essencialmente por plagioclase cálcica – da labradorite à anortite, e piroxena – augite e/ou hiperstena. Podem ainda conter olivina, horneblenda, biotite e quartzo em pequena percentagem e como minerais acessórios podem apresentar apatite, granada, magnetite e ilmenite. Como modo de ocorrência podem constituir grandes lopólitos ou estruturas em anel (ring dykes) como acontece na serra de Sintra (Mafra) e em Sines.

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Imagem 1 – Castelo de Beja, edificado com rochas do Complexo Ígneo de Beja (CIB) e do Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches (COBA). O CIB é essencialmente formado por rochas gabro/dioríticas.

De  entre os vários tipos de gabros, que se caracterizam por diferentes composições mineralógicas, salientam-se as terminologias associadas ao Complexo Ígeno de Beja, tais como gabro olivínico, gabro piroxénico ou gabro horneblêndico – Imagem 2.

Classificação de Gabros

Imagem 2 – Classificação das rochas “gabróicas”.

Legenda: Plagioclase (Pl); Piroxena (Px) Olivina (Ol);  Ortopiroxena (Opx) ;Clinopiroxena (Cpx);  Horneblenda (Hlb), (Streckeisen, 1976).

Gabróico é assim entendido como uma rocha intrusiva de granulometria grosseira e de afinidade com o gabro. Inserem-se neste grupo os noritos, gabronoritos, troctólitos e anortositos (Gill, 2010).

Referência também importante é o termo gabrodiorito, que ilustra o facto de coexistirem na mesma área estes dois tipos litológicos, devido a variações a nível da composição, sendo que nuns locais a rocha se revela como um diorito e noutros como um gabro.

Os dioritos são rochas intermédias, granulares, melanocratas a mesocratas, e essencialmente constituídas por plagioclase sódico-cálcica, normalmente andesina, mas também podendo ser oligoclase, e um ou mais tipos de minerais ferromagnesianos geralmente horneblenda, mas também augite e/ou biotite. O quartzo pode estar presente até cerca de 10% e o feldspato alcalino, albite, ortóclase ou microclina, até cerca de 30% da totalidade dos feldspatos. São comuns em zonas marginais associadas a gabros, rochas como granodioritos e, mais raramente, sienitos.

Enquadramento Geológico

Os gabros observados no Castelo de Beja tivera origem em afloramentos que  localizam-se no interior da peneplanície alentejana e pertencem à unidade geológica do Complexo Ígneo de Beja (CIB), incorporada na divisão morfoestrutural do Maciço Ibérico designada de Zona de Ossa – Morena (ZOM).

Complexo Ígneo de Beja (CIB)

O CIB é uma estrutura alongada com cerca de 100 km de comprimento que na região é limitada a norte pela falha de Beja (WNW-ESE) e a sul pelo carreamento de Ferreira-Ficalho.

É dividido em três unidades: a Sequência Gabróica Bandada (SGB), o Complexo de Cuba – Alvito e o Complexo dos Pórfiros de Baleizão (Imagem 3).

Enquadramento geológico do CIB

Imagem 3 – A CIB é uma estrutura alongada, constituída por rochas intrusivas, com aproximadamente 100 km de extensão, prolongando-se desde Vendas Novas, a poente, até Serpa, a nascente. Integra uma associação de rochas variadas, sendo composto por maciços gabróicos, gabrodioríticos e granodioríticos.

A SGB, datada de 340 Ma (Carbónico), é constituída por uma grande diversidade de rochas gabróicas bordejadas por dioritos heterogéneos e pode ser dividida em dois compartimentos separados pela falha de Odemira – Ávila (vulgo Falha da Messejana). Geologicamente, o compartimento oriental é caracterizado pela heterogeneidade das litologias gabróicas: gabros olivínico-piroxénicos, de textura maciça ou apresentando bandado magmático (layering), e anortositos e gabros anfibólicos.

O CIB aflora numa larga mancha com direcção NW-SE e sublinha o contacto entre o Terreno Autóctone Ibérico/ZOM e o Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches (COBA) no território português. A separação do COBA do anteriormente designado Maciço de Beja foi baseada no facto do CIB não ter sido afectado pelo primeiro evento tectono-metamórfico varísco .

O CIB tem um comprimento de cerca de 100 km, com uma forma alongada e, ainda que localmente interrompido para SW, prolonga-se até à região espanhola de Castilblanco de los Arroyos.

Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches (COBA)

A zonalidade interna é bem vincada, com os diversos termos a inclinar para NE, traduzindo a inversão da sequência ofiolítica. No território português o COBA apresenta uma deformação acentuada sendo constituído por três termos litológicos evidentes e distintos:

  • Serpentinitos
  • Metagabros (flaser-gabros e metatrondjemitos)
  • Metavulcanitos básicos (metabasaltos)

Devido à ocorrência de subducção para norte, o CIB é intrusivo posteriormente à obducção, deformação, metamorfismo e instalação estrutural do ofiolito de Beja-Acebuches na sua posição actual tectonoestratigráfica, possuindo xenólitos de litótipos característicos do COBA. A sua datação isotópica forneceu um intervalo de idades entre os 337-340 Ma (Carbónico), o que implica uma idade ante-Viseana para o ofiolito de Beja – Acebuches.

FONTES UTILIZADAS:

http://www.aprh.pt/congressoagua98/files/com/164.pdf

http://www.lneg.pt/download/9732/17_2933_ART_CG14_ESPECIAL_III.pdf

https://run.unl.pt/handle/10362/10428

Carbonatitos

Carbonatito

O carbonatito é uma rocha ígnea, intrusiva ou extrusiva, constituída por 50% ou mais de minerais carbonatados.

Na designação destas rochas, deve ser tido em conta o carbonato dominante presente. Este mineral deverá adjectivar o nome da rocha (e.g. carbonatito calcitico (ou sovito), dolomítico e anquerítico, etc, são preferíveis aos termos beforsito e rauhaugito, respectivamente).

As rochas essencialmente constituídas por carbonatos de sódio, potássio e cálcio, deverão ser designadas por natrocarbonatitos (actualmente esta rocha é apenas conhecida como produto extrusivo do vulcão Oldoinyo Lengai no Norte da Tanzânia).

No caso da identificação do(s) carbonato(s) não ser possível, e a análise química de rocha total estiver disponível, os carbonatitos deverão ser classificados com base no diagrama CMF  daqui resultando quatro categorias principais:

  1. Calciocarbonatitos – com mais de 80% de CaO (calcite). Como exemplo temos o caso do sovito/sövito.
  2. Magnesiocarbonatitos – com MgO (dolomite). Como exemplo temos o caso dos Beforsitos.
  3. Ferrocarbonatitos, os quais consistem em carbonatitos que têm na sua composição fases minerais ferríferos.
  4. Natrocarbonatitos (carbonatitos alcalinos) – constituídos essencialmente por carbonato rico em sódo e potássio como nas lavas encontradas vulcão Oldoinyo Lengai no Norte da Tanzânia.

 

Classificação dos carbonatitos

Imagem 1 – A classificação de carbonatitos deve seguir a sistemática de rochas ígneas proposta pela subcomissão da IUGS (União Internacional das Ciências Geológicas).

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Magnesiocarbonatito (British Columbia, Canadá). Fonte: http://www.wikiwand.com/de/Karbonatit

Magmas

Os carbonatitos são orginados de um tipo de magma realtivamente raro e composicionalmente singular. Estes magmas apresentam características geoquímicas e metalogenéticas que despertam interesse económico.

O seu potencial económico torna-os muito valiosos. Além de serem a principar fonte de REE´s (elementos das terras raras) ocorrem normalmente associados a mineralizações de fósforo, cobre, nióbio, titânio e outros As estruturas carbonatíticas representam a maior reserva de Nb (Brasil, Canadá, Zaire, Gabão) e ETR (China, EUA, Austrália, Brasil) do mundo, constituindo ainda uma fonte de importância assinalável para P (Rússia, Brasil, República da África do Sul, Finlândia), Cu (República da África do Sul, Brasil), Ti (Brasil), F (Brasil, Índia), Ba (Brasil), Fe (Noruega, Brasil), V (Bolívia), Sr (Namíbia), vermiculite (República da África do Sul, Brasil) e carbonatos para a indústria cimenteira e correctivos agrícolas.

A natureza dos magmas carbonatíticos e seus parentes tem permanecido um tanto vaga e nenhuma teoria unificada de petrogénese se tornou aceite na generalidade dos autores. A tendência tem sido equiparar tipos de rocha particulares a magmas particulares não havendo ainda uma ideia clara se os magmas carbonatiticos são de derivação primária ou secundária, ou se os processos do manto ou da crosta são dominantes.

A literatura sobre a génese dos magmas carbonatíticos considera essencialmente três hipóteses concorrentes:

  1. fraccionação a baixa pressão na crosta de um magma parental derivado do manto (normalmente “nefelinito carbonatado”);
  2. separação imiscível em níveis crustais pouco profundos do magma silicatado sub-saturado depois de diferenciação prolongada.
  3. melt com origem no manto parcialmente carbonatado e metassomatizado que produzirá magmas carbonatitos primários e magmas silicatados separados.

As rochas alcalino-carbonatíticas apresentam especifidades mineralógicas e geoquímicas que são, regra geral, distintas, traduzindo-se frequentemente por concentrações anómalas em Nb, ETR, Fe, Ti, Zr, apatite, fluorite, flogopite, vermiculite e barite, passíveis de exploração económica, como referido acima.

Muitos dos carbonatitos mundialmente estudados apresentam fortíssima fenitização, sendo o fruto de metassomatismo generalizado de rochas encaixantes. A  fenitização corresponde à modificação de uma rocha por metassomatose (substituição de um mineral por outro de composição diferente, o que acontece ao nível do metamorfismo) alcalina, associada a intrusões de carbonatitos.

Carbonatitos e Tectónica de Placas

Os carbonatitos ocorrem preferencialmente em ambientes geotectónicos como riftes intracontinentais, extensões continentais de falhas transformantes, hot spots, magmatismo ante-arco e ilhas oceânicas. Frequentemente os carbonatitos aparecem associados a rochas alcalinas como ijolitos, melteigitos, sienitos, piroxenitos nefelínicos, urtitos e rochas plutónicas ultra-alcalinas.

O continente africano é o mais afetado, não apenas em número mas em área total exposta de carbonatitos e rochas associadas. Das cerca de 450 ocorrências de carbonatitos conhecidas em todo o mundo, 40% estão localizadas em África. Dos cerca de 170 carbonatitos africanos, 70% estão concentrados no sul de África.

Mapa global

Distribuição mundial dos principais carbonatitos conhecidos atualmente.

 

Para saber mais : http://www.wikiwand.com/de/Karbonatit

Fontes

Matos Alves, C.A. (1966). Carbonatitos. O Maciço carbonatítico da Tchivira (Angola). Junta de Investigações do Ultramar, Lisboa, 27 pp.

Woolley, A. R. (2001). Alkaline Rocks and Carbonatites of the World., Part 3: Africa. The Geological Society, London.

Woolley, A.R., Kempe, D.R.C. (1989). Carbonatites: nomenclature, average chemical compositions, and element distribution. In: Carbonatites; genesis and evolution (Keith Bell ed.), Unwin Hyman, London: 1-14 pp.

Woolley, A.R. (1989). The spatial and temporal distribution of carbonatites. In: Carbonatites , Genesis and Evolution (Bell, K. Ed.), Unwin Hyman Ltd, London: 15 – 34 pp.

http://www.wikiwand.com/de/Karbonatit

 

 

 

 

 

 

 

 

Serra do Caramulo

A Serra do Caramulo, com 1075 metros de altitude, localiza-se na zona centro de Portugal e insere-se nos distritos de Viseu, Aveiro e Coimbra. Abrange os concelhos de Tondela (predominantemente), Mortágua, Anadia, Águeda, Sever do Vouga, Oliveira de Frades e Vouzela. A vila do Caramulo, que dá o nome à serra, pertence ao concelho de Tondela.

A serra caracteriza-se pela sua assimetria, com o flanco virado a nascente a descer em rápido declive até ao vale de Besteiros, enquanto que o flanco que está voltado a poente se vai alongando, em consecutivos socalcos montanhosos, até às zonas mais baixas da Beira Litoral.

Em termos geológicos, a região do Caramulo localiza-se no Maciço Hespérico, na extremidade ocidental da Zona Centro-Ibérica, estendendo-se até ao limite da Zona de Ossa-Morena. Ocupa a parte centro – ocidental da Península Ibérica constitui o fragmento mais contínuo do Soco Hercínico Europeu.

Numa escala mais local, integra-se no flanco sul do denominado plutão metamórfico Porto-Tondela, que corresponde a uma antiforma, provavelmente da terceira fase da Orogenia Varisca, em cujo núcleo afloram diversos tipos de granitóides.
Carta Geológica

Foto 1 – Carta Geológica – Resumidamente, em termos litológicos, a Serra do Caramulo é constituída maioritariamente por xistos, granitos e depósitos sedimentares. Os xistos pertencem à formação do Grupo das Beiras, incluídas no Supergrupo Dúrico-Beirão ou “Complexo Xisto-Grauváquico” (CXG) que se encontra estruturada com uma orientação predominante WNW-ESE. Atualmente, a generalidade dos autores, de forma consensual, divide o CXG em Grupo do Douro e Grupo das Beiras.

Complexo Xisto-Grauváquico (CXG)

Na área em estudo afloram litologias correspondentes ao Grupo das Beiras.
O Grupo das Beiras é constituído sobretudo por xistos argilosos e metagrauvaques, formando uma sucessão do tipo “flysh” muito espessa. Em plena concordância com os xistos e grauvaques, surgem espessas bancadas de conglomerados.

O Grupo das Beiras embora se encontre geralmente afetado por metamorfismo regional, que não ultrapassa a zona da clorite da fácies dos xistos verdes, na bordadura das massas granitoides encontra-se metamorfizado para xistos mosqueados e corneanas.
Apresenta extensas áreas metamorfizadas por contacto, com maior expressividade na Serra da Lousã, na área de Mortágua – Caramulo, os granitos hercínicos provocam auréolas de contacto mais estreitas. O Grupo das Beiras encontra-se intensamente dobrado, predominando as dobras com planos NW-SE a E-W.

De acordo com Medina (1996), no Grupo das Beiras têm sido identificadas várias sequências litoestratigráficas localizadas em áreas distintas. Tradicionalmente são interpretadas como depósitos turbidíticos, mas recentemente têm sido propostos ambientes de plataforma siliciclástica e glacioderivados para algumas áreas.

O Grupo das Beiras encontra-se representado na Carta Geológica à escala 1:500 000 (1992) constituído por quatro formações consideradas de idade câmbrica, que da base para o topo são:

  • Formação da Malpica do Tejo (Unidade I): caracterizada genericamente pela forte predominância de grauvaques relativamente aos pelitos.
  • Formação de Perais (Unidade II) : caracterizada por possuir proporção semelhante de filitos e metagrauvaques.
  • Formação do Rosmaninhal (Unidade III): caracterizada por uma possante sequência pelítica, onde se encontram intercalados diversos níveis de microconglomerados, conglomerados e bancadas métricas de grauvaque. Apresenta espessura superior a 100 m.
  • Formação de Almaceda (Unidade IV): caracterizada pela predominância de grauvaques relativamente aos pelitos, com espessura métrica, podendo, por vezes, conter clastos de argila no seu interior.

Na região do Caramulo-Buçaco o Grupo das Beiras é interpretado, por Medina (1996) como tendo sido depositado num ambiente de sedimentação característico de plataforma externa siliciclástica. As datações radiométricas são escassas e são fornecidas por rochas ígneas intrusivas, sugerindo uma idade pré-câmbrica para o Grupo das Beiras.

Grupo das Beiras   Foto 2 – O CXG da é constituído por um conjunto litológico bastante homogéneo de predominância pelítica, encontrando-se estruturado com uma orientação predominante WNW-ESE podendo nuns locais existir um predomínio de estratos arenosos, enquanto que noutros locais há um predomínio de material silto-argiloso (Medina, 1996).

 

Xisto com nódulos de andaluzite

Foto 3 – Na parte meridional da Serra do Caramulo, mais afastada do granito, predominam os xistos argilosos, macios, cinzentos, e os xistos cloríticos, esverdeados e com poucas micas. Na zona N e NE, acentuam-se de forma progressiva as manifestações de metamorfismo, com o aparecimento de mica preta e mesmo de andaluzite, em certos pontos.

Dobras Ptigmáticas (Sanfins)

Foto 4 – Com a aproximação da rocha ígnea, especialmente do lado NE do afloramento granítico do Caramulo correspondente ao teto da intrusão (em relação à rocha encaixante), surgem fenómenos de migmatização, que se acentua, progressivamente até à passagem a migmatitos francos em alguns pontos (Martins, 1962).

Conglomerados

Intercalados nos xistos e com eles concordantes, surgem leitos conglomeráticos de espessura variável (umas vezes forma faixas com largura apreciável, outras fica reduzido a simples bancadas isoladas, ou estreita e desaparece em cunha no meio dos xistos). Os conglomerados adquirem maior desenvolvimento na zona situada entre as povoações de Varzielas e de Covelo, que em alguns casos, ultrapassa os 500 m e apresentam uma geometria lenticular.

Metaconglomerado

Foto 5 – Os conglomerados são constituídos por abundantes elementos quartzosos, bem rolados, os quais evidenciam quase sempre acentuada deformação secundária, concordante com a deformação tectónica. A matriz é também muito quartzosa e micácea. Fundamentalmente, o conglomerado conserva o mesmo aspeto nos diferentes afloramentos da região, as variações mais importantes são ao nível do grau e natureza da deformação e no diferente calibre dos respetivos elementos. A cristalinidade da rocha, também variável, parece especialmente relacionada com a proximidade do granito.

Xistos carbonosos

Entre as duas faixas dos quartzitos brancos afloram xistos luzentes, xistos carbonosos e quartzitos impuros, amarelados e um tanto micáceos. Os xistos carbonosos apresentam-se, no geral, fortemente metamorfizados, preenchidos por grandes quantidades de granadas e de quiastolite.
Os xistos carbonosos, com quiastolite e granadas, que afloram entre os quartzitos, começam a aparecer no ponto onde se inicia a divergência das duas faixas quartzíticas, continuando depois a aflorar entre uma e outra.

Xisto com andaluzite

Foto 6 – Xisto com quiastolite (variedade de andaluzite)

Granitos

O batólito granítico das Beiras, localizado na Zona Centro Ibérica, implantou-se em metassedimentos de idade Proterozoica-Câmbrico a Cabonífero superior, deformadas pelas diferentes fases da Orogenia Varisca (D1, D2 e D3). Este batólito compreende várias unidades intrusivas, agrupadas em quatro tipos de granitoides: granodiorito-monzogranito sin-D3, granito de duas micas peraluminoso sin-D3/leucogranito, granodiorito-monzogranito tardi-pós-D3 e granito peraluminoso, biotítico-moscovítico, tardi-pós-D3 (Azevedo et al., 2005).

Granito do Caramulo

Foto 7 A maior parte da área em estudo é formada por granitos que resultaram da consolidação de um magma comum e que ocorreu ao longo de um período estimado radiometricamente em 330-310 M.a. de grosso modo, contemporâneo da terceira fase de deformação varisca. São granitos alcalinos de duas micas, de grão fino e médio, raramente porfiroides.

O granito é particularmente heterogéneo. Além das variações laterais, essencialmente de textura e granularidade, apresenta, na área em estudo, novos aspetos que refletem a influência de fenómenos de endomorfismo e, mesmo migmatismo, em escala apreciável, que progressivamente se acentuam à medida que se afasta do Caramulo para noroeste, em direção à região do Porto.

Os granitos de grão fino a médio localizam-se na zona do plutonito do Caramulo, onde cerca de 99% das massas de diversos granitoides, com grau de médio a fino, apresentam homogeneidade, cortado por veios, filões e algumas bolsadas de aplitos e pegmatitos.

Na zona de contacto entre o plutonito do Caramulo com os xistos surgem auréolas de metamorfismo. Ao longo do que se pode considerar o eixo da referida antiforma, com orientação na direção Porto – Tondela e que sofreu desnudação desde a Orogenia Varisca (Serra da Urgeira), formou-se o complexo metassedimentar, paralelo ao referido eixo, que inflete para N na zona de Silvares.

Na zona de contacto das rochas graníticas com os xistos e as rochas do CXG ocorre a formação de rochas migmatíticas de contacto, por injeção de fluídos graníticos. Contudo, este fenómeno de migmatização não se verifica à escala regional.

Martins (1962) atribui a designação de “zonas xisto-granito-migmatíticas” às zonas de xistos de formação metassedimentar intercaladas com massas graníticas. O granito surge sob a forma de injeções locais e filões a N do Caramulo, de Rebordinho e à volta de Pinheiro de Lafões e sob a forma de micaxistos e migmatitos a S do rio Alcofra. De um modo geral, os xistos conservam à volta do plutonito uma disposição concordante em relação à zona de contacto.

Deformação

Uma zona constituída por rochas antigas, como é o caso da Serra do Caramulo, é natural que tenha sido, repetidamente, submetida a intensas ações tectónicas, ao longo da sua evolução geológica (Martins, 1962). Segundo o mesmo autor, está suficientemente demonstrado que as Orogenias Caledónica, Varisca e Alpina se fizeram sentir, com maior ou menor intensidade, no nosso país, e a elas se devem, certamente, os mais importantes traços estruturais que caracterizam a Serra do Caramulo.

A Serra do Caramulo enquadra-se numa ampla e complexa mega-estrutura antiformal, que se situa entre as sinformas ordovícicas de Porto-Sátão, a N, e a do Buçaco, a S, onde no seu interior aflora a faixa plutonometamórfica Porto-Tondela.

A estruturação das rochas encontrada na área estudada é, basicamente, o resultado da deformação varisca. Reconhecem-se duas fases principais de deformação, às quais se seguiram outras deformações mais tardias e alguns episódios de fraturação. Nos materiais pré-ordovícicos, a primeira fase de deformação (F1) foi a que causou maior deformação, especialmente na parte central e sul, enquanto que a segunda fase se deformação (F2) atuou especialmente na parte nordeste.

Geoformas Graníticas

A diversidade da morfologia granítica e sua originalidade imprime um cunho muito próprio e único às áreas de montanha granítica, como no caso da Serra do Caramulo.

Podemos identificar na Serra do Caramulo um diversificado conjunto de paisagens características das áreas graníticas: paisagens de “caos de blocos”, paisagens de relevos residuais e associadas a estas paisagens estão as formas graníticas. A génese e evolução destas formas graníticas foi proporcionada por um conjunto de factores (de ordem climática, litológica e estrutural), interligados entre si, que se conjugaram para o aparecimento de uma enorme variedade de formas, que podem ser subdivididas em dois grandes grupos: as formas de pormenor, de dimensão centimétrica a métrica (pias, tafoni, fendas e sulcos lineares) e as formas maiores, de dimensão hectométrica ou quilométrica (tors, castle koppie, domos rochosos e alvéolos).

Fissuração poligonal (Polygonal weathering)

Foto 8 – Fissuração Poligonal (Polygonal weathering)

Bloco (Boulder)

Foto 9 – Bloco (Boulder)

Bloco Pedunculado (mushroom shaped form)

Foto 10 – Bloco Pedunculado (mushroom shaped form)

Fontes consultadas:

Medina, J., 1988. Contribuição para o conhecimento da litoestratigrafia e da estrutura do complexo xisto-grauváquico ante-ordovícico na região do Caramulo – Portugal. Departamento de Geociências da Universidade de Aveiro (Provas de aptidão pedagógica e capacidade científica).
Medina, J.; Rodriguez Alonso, M. D.; Bernardes, C. A., 1989. Litoestratigrafia e estrutura do complexo xisto-grauváquico na região do Caramulo – Portugal. Geociências, Revista Universidade de Aveiro, Vol. 4, fasc. 1
Medina, J., 1996. Contribuição para o conhecimento da geologia do Grupo das Beiras (CXG) na região de Caramulo-Buçaco (Portugal central). Tese de Doutoramento da Universidade de Aveiro

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