Terreno Finisterra na Foz do Douro

Estudos recentes colocam o “Complexo Metamórfico da Foz do Douro” no limite norte da Placa Finisterra, sendo limitado a Este pela zona de cisalhamento Porto-Tomar-Ferreira do Alentejo, considerada como uma falha transformante direita que separa as placas Finisterra e Ibéria e, a Oeste, pelas sequências com menor grau de metamorfismo do Proterozóico Superior do Domínio de Espinho, que apresentam afinidades com a Zona de Ossa Morena.

Na zona ocidental da cidade do Porto, junto à orla litoral entre a foz do rio Douro e o Forte São Francisco Xavier (vulgo Castelo do Queijo), encontram-se magníficos afloramentos de variadas rochas metassedimentares, espacialmente associadas a rochas ortognáissicas de diferentes tipos, que no seu conjunto são cortadas por granitóides variscos.

Assim, as rochas da faixa metamórfica da Foz do Douro foram incluídas, em duas unidades tectonoestratigráficas distintas : a Unidade de Lordelo do Ouro (ULO) e a Unidade dos Gnaisses da Foz do Douro (UGFD). Estas unidades definem no seu conjunto o designado Complexo Metamórfico da Foz do Douro. 

Unidade de Lordelo do Ouro (ULO)

A ULO constitui uma estreita faixa de rochas de natureza metassedimentar (micaxistos, quartzo-tectonitos recortados, localmente, por pseudotaquilitos. No seu limite Leste, contacta por acidente tectónico com o granito do Porto que localmente apresenta corredores de intensa deformação (granito da Arrábida. No seu limite Oeste, contacta tectonicamente com a UGFD, Foto 1.

Contacto dos Gnaisses (esquema)

Foto 1 –  Contacto tectónico entre os micaxistos (ULO) e os Gnaisses ocelados (UGFD).

Na ULO, é nítida a discordância entre as foliações presentes nos ortognaisses e nos micaxistos, o que denuncia uma foliação anterior nestes últimos. A discordância é ainda mais evidente quando retalhos de micaxistos ocorrem no seio dos ortognaisses, atestando a natureza intrusiva destes últimos, Foto 2.

Contacto dos Gnaisses e MIAXITOS A

Foto 2 – Granito (agora gnaisse leucocrata) intruiu rochas escuras pré-existentes (xistos ou metassedimentos). O gnaisse leucocrata está “misturado” com os xistos (metassedimentos) mais antigos e mais deformados. Os xistos eram antes sedimentos que se depositaram numa bacia sedimentar e os materiais que os constituem resultaram da alteração e erosão de rochas, com mais de de 1000 milhões de anos, que constituíam antigos continentes. Os sedimentos depois de sofrerem diagénese sofreram metamorfismo transformando-se em rochas metamórficas. Mais tarde, no Carbonífero/Pérmico, sofreram também a deformação varisca, facto que gerou planos de minerais orientados (foliação), paralelos aos que ocorreram nos gnaisses.

Unidade dos Gnaisses da Foz do Douro (UGFD)

A UGFD encontra-se confinada a uma faixa de ortognaisses, por vezes com corredores miloníticos onde se identificaram gnaisses recortados, à escala local, por pseudotaquilitos, compreendida entre o molhe de Felgueiras e o Castelo do Queijo.

Com base na cartografia de detalhe, esta unidade é constituída essencialmente por quatro tipos de ortognaisses: (i) gnaisses biotíticos; (ii) gnaisses leucocratas de tendência ocelada; (iii) gnaisses leucocratas; (iv) gnaisses leucocratas ocelados, em regra, afectados por deformação cisalhante intensa.

Petrograficamente os gnaisses leucocratas têm, no seu conjunto, uma composição granítica, e os gnaisses biotíticos, desprovidos de feldspato potássico, uma composição tonalítica. Associadas às rochas gnáissicas e aos micaxistos da ULO observam-se várias ocorrências de anfibolitos. Estudos radiométricos efectuados na faixa metamórfica da Foz do Douro permitiram calcular para os gnaisses biotíticos uma idade de 575 Ma, o que corresponde ao Proterozóico superior e indica uma origem profunda (mantélica) com contribuição mantélica para estas rochas .  A análise de gnaisses de tendência ocelada, permitiu obter uma  superior a 607 Ma que representa a idade de instalação da unidade gnáissica e contrariamente aos gnaisses biotíticos, os gnaisses ocelados apresentam uma assinatura francamente crustal.

Em conclusão, as idades determinadas para a UGFD e os estudos geoquímicos permitem considerar a existência de um magmatismo plutónico calco-alcalino de idade cadomiana (550–610 Ma). Este magmatismo é orogénico e sugere um enquadramento geodinâmico do tipo margem activa subducção–colisão. Por sua vez, os anfibolitos apresentam composições químicas de basaltos do tipo MORB (“Mid-Ocean Ridge Basalts”), não tendo o metamorfismo modificado sensivelmente a sua composição original. A idade modelo calculada, aponta para 1.05 Ga, fornecendo uma boa aproximação da idade de cristalização destas rochas, marca um período de oceanização, permitindo supôr que este representa uma “mélange” tectónica resultante de um anterior período de colisão–obducção.

Fontes Consultadas:

Click to access cd28_art02.pdf

Click to access 3_2906_ART_CG14_ESPECIAL_I.pdf

http://www.geopor.pt/GPresum/ensi/silva.html

Click to access gv02-deolinda.PDF

Vieira da Silva, J. C. B., 2001. Complexo Metamórfico da Foz do Douro: Contributos Científico-Didácticos.
Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências, Universidade do Porto. (Tese de Mestrado).

Granito do Castelo do Queijo

 

No Castelo do Queijo observa-se o maciço granítico intrusivo numa estreita banda de metassedimentos de direção E-W, pertencentes ao Complexo Metamórfico da Foz do Douro e a sul o desligamento esquerdo, de direção E-W, entre estas rochas e o gnaisse leucocrata ocelado. Nas proximidades do acidente, a foliação do gnaisse é paralela à falha, rodando progressivamente para N110°/120°E, à medida que nos deslocamos para sul, foto 1.

Forte S. Francisco Xavier (CMFD)-2

Foto 1 – Afloramento do Granito do Castelo do Queijo, sobre o qual assenta o Forte de São Francisco Xavier.

Junto ao  Forte de S. Francisco Xavier (Castelo do Queijo), podem observar-se diferentes aspectos texturais e estruturais do granito. Trata-se de uma rocha com tendência porfiróide, de grão médio a grosseiro, biotítico, que por vezes evidencia a presença de encraves microgranulares de rochas melanocratas tonalíticas, foto 2.

Granito do Castelo do Queijo (CMFD)-24

Foto 2 – Granito biotítico, por vezes porfiróide, de grão médio a grosseiro. Na zona do Forte de S. Francisco Xavier pode observar-se este granito porfiroide, de grão médio a grosseiro, biotítico com cristais bem desenvolvidos de feldspato potássico.

Ao microscópio apresenta quartzo, feldspatos (normalmente oligoclase, microclina pertítica e rara albite). A biotite é a mica mais abundante, mostrando uma orientação aleatória na maior parte do maciço embora, localmente, tenda a orientar-se segundo a direcção  N130Eº, orientação esta que se torna mais nítida e persistente nas imediações do contacto com os metassedimentos. Este granito é afetado por uma deformação frágil pós-cristalina.

O granito do Castelo do Queijo exibe frequentemente encraves microgranulares de rochas melanocratas (tonalitos) alguns mesmo de grandes dimensões, foto 3.

Encraves (CMFD)

Foto 3 –  Encraves de grande dimensão no Granito do castelo do Queijo. Os encraves podem ter surgido a partir de uma 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 mais básico, possivelmente de composição tonalítica.

O Granito do Castelo do Queijo apresenta um diaclasamento sub-vertical bastante regular, distribuído por duas famílias com orientação N30ºE e N130ºE, e uma terceira família sub-horizontal, que na parte norte do Forte de S. Francisco Xavier originou um dispositivo em escadaria. Esta rocha encontra-se incluída no grupo dos Granitos Biotíticos com plagioclase cálcica, sendo considerado como um granitóide tardi a pós-tectónico. Possui uma idade isotópica de 292 Ma (pós – D3).

A orogenia varisca constitui o maior evento na evolução tectónica da Europa ocidental, sendo caracterizada por mecanismos de subducção e obducção da crusta oceânica, culminando o processo por colisão intercontinental. Estudos detalhados realizados em diferentes sectores da cadeia varisca, permitem admitir a existência de três fases de deformação dúctil, D1, D2 e D3, e ainda várias fases frágeis pós-D3.

Datações radiométricas sugerem uma atividade magmática intensa durante a orogenia varisca e estão divididos genericamente em granitos sin-D3 (319-313 Ma), tardi-D3 (311-306 Ma) e pós-D3 (296-275 Ma).

Álbum de fotos por ser consultado aqui.

Fontes Consultadas

http://ruc.udc.es/dspace/bitstream/handle/2183/6336/CA-32-17.pdf?sequence=1

 

 

Vale de Compadre (Gerês)

O Parque Nacional da Peneda do Gerês (PNPG) localiza-se no Noroeste de Portugal. Em termos geomorfológicos, a área do PNPG enquadra-se no prolongamento para Sudoeste da cadeia montanhosa Galaico-Leonesa e engloba três serras principais: Peneda, Amarela e Gerês. Estas serras são caracterizadas por um relevo vigoroso, possuindo vales muito profundos e vertentes abruptas e pequenos níveis de aplanamento. Estas serras estão estruturadas essencialmente em granitóides de várias gerações, origens, composições e modos de instalação, relacionadas essencialmente com a 3º fase da Orogenia Varisca (D3), Foto 1.

Vale de Compadre (PNPG)

Foto 1 – Compadre (Serra do Gerês). Na parte oriental da Serra do Gerês (vale de Compadre) ocorrem dos vestígios glaciários mais evidentes nas montanhas do Minho, nomeadamente um campo de moreias. As moreias são acumulações de sedimentos transportados pelo glaciar.

Uma das características geomorfológicas principais associadas à ocorrência do granito do Gerês é a existência de geoformas de grande dimensão que constituem um dos principais elementos da paisagem do PNPG. Durante o Quaternário (Cenozóico), as temperaturas atmosféricas têm variado em ciclos de dezenas de milhares de anos, alternando períodos frios com mais quentes. Nestes períodos mais frios a cobertura de gelo das regiões polares desceu para latitudes mais baixas e as montanhas mais altas foram cobertas por glaciares.

Na Serra do Gerês ocorrem formas de relevo e sedimentos que testemunham os episódios de glaciação que afetaram as montanhas do Norte de Portugal nas últimas centenas de milhares de anos. No vale de Compadre, situado no setor oriental da serra, é possível observar acumulações de blocos graníticos designadas por moreias, Foto 2 originadas pelo movimento dos glaciares. Destaca-se a moreia lateral de Compadre, a mais extensa do Norte de Portugal, com cerca de 1 km. Noutros setores do vale ocorrem sedimentos (till subglaciário) que permitem estimar uma espessura de gelo de cerva de 150 m, durante o máximo da glaciação.

Compadre (Gerês)-30

Foto 2 –  Moreia lateral (Vale do Compadre). As acumulções de sedimentos transportados pelo glaciar caracterizam-se por serem de diferente granulometria (dos blocos às argilas) e por não apresentarem estratificação. Dependendo da localização onde o material se deposita (moreia), podem ser: frontal, terminal, fundo, lateral e mediana.  moreia lateral  forma-se nos lados do glaciar, na proximidade das vertentes, por incorporação do material que sofreu abrasão ou que foi fragmentado pelos ciclos de gelo e degelo da água.

A identificação das áreas onde terão ocorrido processos glaciários nas serras do PNPG é suportada pela existência de macro-estruturas, polimentos, estrias e geoformas de acumulação. Os melhores indicadores da glaciação são os depósitos glaciários (till), Foto 3.

Moreia (Gerês)-2

Foto 3 –  “Till” na Ponte do Rio Homem (Serra do Gerês). O material transportdo pelos glaciares pode ser depositado sob a forma de moreias (Till). Estas são formadas por material não consolidado, mal calibrado (composto por material de diferente granulometria) e muito anguloso designado por till. Quando aquele material consolida forma tilitos, que constituem uma das principais evidências da ocorrência de glaciações num passado remoto.

Na área do PNPG é a Serra do Gerês onde ocorre o maior número e vestígios glaciários. Os glaciares correspondem a massas de gelo que se movimentam, ou que possuem indícios de já se terem movimentado, sob o efeito da gravidade. Durante os períodos glaciários (glaciações) ocorre um decréscimo da temperatura média, causando um aumento das áreas cobertas de gelo.

Os principais vestígios da glaciação Würm, que teve o pico máximo em Portugal há cerca de 18000 a 20000 anos, encontram-se na Serra da Estrela e na Serra do Gerês. Os vestígios glaciares encontram-se em Portugal e a noroeste de Espanha. Uma visita ao PNPG podem assim ser observados diversos vestígios glaciários, com especial destaque para da dimensão e configuração de moreias presentes no vale de Compadre e outros aspectos geomorfológicos deste período de glaciação.

Geomorfologia de Glaciares pode ser consultada no link.

Pegmatito Bandado de Covide

Pegmatito

É uma rocha ígnea, principalmente de composição granítica, que se distingue de outras rochas ígneas pelas suas variadas texturas grosseiras, ou pela sua abundância de cristais com textura gráfica ou outras características texturais. Daí ser um termo baseado mais em aspetos texturais do que composicionais, Foto 1.

Pegmatíto Róseo A (Gerês) Esquema

Foto 1 – Pegmatito bandado de Covide (Braga). Este pegmatito apresenta uma textura bandada pouco usual. As bandas são formadas por camadas centrimétricas de feldspato/albite que alternam com o quartzo. As bandas de quartzo aparecem entre duas bandas de feldspato que se iniciam com uma banda milimétrica de albite seguida de uma a duas bandas de feldspato.

Os pegmatitos têm a maior diversidade do tamanho de grão conhecido em qualquer tipo de rocha, desde milímetros a dezenas de metros, podendo ser, em composição, qualquer tipo de rocha ígnea, desde ultrabásica, alcalina, carbonatítica a granítica, sendo esta ultima a mais frequente, composta essencialmente por quartzo, feldspatos e micas. Os pegmatitos podem ser homogéneos com limites abruptos ou zonados e têm como rochas encaixantes, as rochas ígneas ou metamórficas, formando, em geral, diques, soleiras e corpos irregulares, ou ainda segregações tardias inclusas em batólitos graníticos.

Mineralogicamente, no geral, os pegmatitos têm como principais constituintes o quartzo, feldspatos (como a ortóclase, a microclina e a plagioclase sódica) e micas, porém, alguns podem ter associados minerais raros (lepidolite, espodumena, turmalina, topázio, cassiterite, berilo, tantalite, etc) em abundância e variedade considerável por causa de processos que levam ao enriquecimento em elementos incompatíveis. Sob o ponto de vista geoquímico, o papel de voláteis é importante. Assim, a interação entre elementos químicos, sob condições físico-químicas que levam ao desenvolvimento das estruturas pegmatíticas, permite o estabelecimento de uma mineralogia diversa e, principalmente, de uma zonalidade químico-mineralógica evidente, cuja caracterização constitui a base fundamental da classificação destas estruturas em duas tipologias: simples (compreendem essencialmente quartzo, feldspato e mica branca) e complexos (onde ocorre a substituição tardia das paragéneses pré-existentes, criando dificuldade em perceber a sequência de deposição).

A maior parte dos pegmatitos ocorrem encaixados em rochas metamórficas e geralmente estão relacionados com batólitos graníticos, a partir dos quais parecem ter derivado, adquirindo assim a mesma assinatura geoquímica. Geralmente, os pegmatitos aparentam ser ligeiramente mais recentes do que o granito parental e são enriquecidos em certos minerais ou elementos.

Álbum de Pegmatitos (Flickr) – link.

 

Fundo Oceânico na cidade do Porto

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

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

Já fui fundo oceânico

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

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

Castelo do Queijo (Mapa)

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

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

O CMFD é constituído por duas unidades tectonoestratigráficas distintas:

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

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

Dobras A (Com carta geológica)

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

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

Esquema - Crosta Oceânica (Praia de Gondarém - Porto)

 

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

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

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

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

 

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