Cidades de Informação Geológica – Viseu

Do ponto de vista geológico, a região de Viseu localiza-se nos terrenos autóctones do Maciço Ibérico, o qual representa o segmento mais ocidental da Cadeia Varisca Europeia.

Esta zona é composta por rochas com idades compreendidas entre o Proterozóico Superior e o Carbonífero Superior, variavelmente deformadas e metamorfizadas durante a orogenia varisca e por um grande número de intrusões graníticas, cuja instalação está relacionada com as últimas fases de deformação varisca, Foto 1.

Geologia Urbana (Viseu) A

Foto 1 – Sé de Viseu edificada com granito de Cota-Viseu. Ao chegar ao adro da Sé, o visitante depara-se com a majestosa fachada delimitada por duas robustas torres sineiras (em granito), uma de construção medieval e a outra reconstruída no século XVII, após ter sido derrubada por um violento temporal. Entre elas, ergue-se o corpo central como um magistral retábulo de pedra, registo sobre registo, onde se distribuem seis nichos que albergam as esculturas representando os quatro Evangelistas, São Teotónio, padroeiro da Sé, e coroando o conjunto, a Senhora da Assunção. Ao centro, o portal de arco abatido convida a entrar.

Sé de informação geológica

Esta zona é composta por rochas com idades compreendidas entre o Proterozóico Superior e o Carbonífero Superior, variavelmente deformadas e metamorfizadas durante a orogenia varisca e por um grande número de intrusões graníticas, cuja instalação está relacionada com as últimas fases de deformação varisca, Foto 1.  Em termos estratigráficos, a ZCI é caracterizada pela predominância de formações do Proterozóico Superior – Câmbrico Inferior, que constituem um espesso conjunto metassedimentar, conhecido na literatura como Complexo Xisto-Grauváquico (CXG). Sobre os materiais ante-ordovícicos, assentam em discordância as camadas do Ordovícico às quais se seguem as formações do Silúrico e, pontualmente, do Devónico Inferior. As sequências do Paleozóico Superior estão, em geral, mal representadas na ZCI, confinando-se a raros depósitos de molassos continentais do Carbonífero Superior que marcam o final da Orogenia Varisca neste sector do Maciço Ibérico.

Todas as sequências pré-carboníferas da ZCI foram afetadas pela deformação varisca. Embora exista ainda alguma controvérsia sobre o número, a natureza e a idade das diferentes fases de deformação varisca, a maioria dos autores considera que a estruturação da ZCI resultou da actuação de três fases de deformação principais (D1, D2 e D3).

A primeira fase de deformação (D1) é responsável por grande parte da estrutura actual da ZCI e deu origem a dobras deitadas e carreamentos sub-horizontais, com vergência para E e NE, no sector setentrional, dobras com plano axial vertical ou muito inclinado no sector central e dobras com vergência para SW, no domínio meridional. Às dobras D1 associa-se sempre uma xistosidade de plano axial (S1) muito penetrativa. Já a segunda e terceira fases de deformação variscas (D2 e D3) têm um carácter mais heterogéneo. A D2 afecta principalmente sequências metamórficas de grau médio a alto e está relacionada com zonas de cisalhamento sub-horizontais, enquanto a D3 é homoaxial com a D1 em extensos sectores da ZCI. A D3 está associada a zonas de cisalhamento transcorrentes sub-verticais de escala crustal, direitas e esquerdas, como é o caso das Zonas de Cisalhamento Porto-Tomar (ZCPT), Juzbado-Penalva do Castelo (ZCJPC) e Douro-Beira (ZCDB). Por último, um sistema de fracturação tardia (D4) marca os últimos estádios da orogenia varisca, dando origem a falhas com orientações variando entre NE-SW e NNE-SSW.

Atividade magmática

Na ZCI, a actividade magmática ligada à orogenia varisca é testemunhada pela ocorrência de abundantes volumes de rochas granitóides, cuja instalação está predominantemente relacionada com a terceira fase de deformação varisca (D3). De acordo com as suas relações com a terceira fase de deformação varisca (D3), os granitóides variscos da ZCI têm sido subdivididos em dois grandes grupos: os granitóides sin-D3 e os granitóides tardi-pós-D3.

Os granitóides sin-D3 formam complexos batolíticos, concordantes com as estruturas regionais e incluem duas séries composicionalmente distintas, granitos peraluminosos de duas micas e pequenos corpos de granitos e granodioritos biotíticos. Em contraste, os granitos tardi-pós-D3 constituem maciços discordantes, de dimensões variáveis, frequentemente zonados e envolvidos por auréolas de metamorfismo de contacto. São normalmente compostos por granitóides biotíticos ou biotítico-moscovíticos, de tendência ligeiramente peraluminosa a fortemente peraluminosa, aos quais muitas vezes se associam rochas de composição básica e intermédia.

O granito de Cota-Viseu constitui um maciço de forma irregular abrangendo uma área com cerca de 75 km por 35 km de extensão, na parte central do Batólito das Beiras, Foto 1. Define contactos intrusivos com o plutonito de Junqueira, a oeste, e é intruído pelo granito porfiróide biotítico-moscovítico de Alcafache na porção mais interna do batólito, Foto 2.

Geologia Urbana (Viseu)-5

Foto 2 – Detalhe do Granito de Viseu usado na construção da Sé desta cidade. Trata-se de um granito porfiróide biotítico de grão médio a grosseiro, que não apresenta evidências petrográficas de deformação no estado sólido, exceptuando nas proximidades de algumas falhas, possivelmente ligadas à sua própria intrusão, o que corrobora o seu carácter tardi- a pós–tectónico relativamente ao último evento de deformação dúctil de idade varisca (D3). A datação de zircões e monazites pelo método U-Pb aponta para uma idade de instalação de 306 Ma para esta intrusão.

Em estreita associação espacial com o granito de Cota-Viseu, ocorrem pequenos corpos intrusivos de rochas básicas e intermédias (gabronoritos, monzodioritos, monzodioritos quártzicos e granodioritos), definindo frequentemente contactos lobados ou interdigitados com o granito. Estas relações sugerem uma instalação síncrona para as diferentes unidades e um envolvimento significativo de processos de mistura de magmas (hibridização) na sua formação, Foto 3.

 

Foto 3 – Aspectos que podem ser observados numa visita à volta da Sé de Viseu. Aspectos petrográficos do granito e também aspectos relacionados com a geodinâmica externa. O granito apresenta megacristais de feldspato, com dimensões médias de 5 cm, podendo atingir ocasionalmente tamanhos de 12 cm. Os megacristais estão orientados, definindo uma foliação de fluxo magmático. É frequente encontrar neste granito encraves microgranulares máficos de composição dominantemente tonalítica, cuja presença reforça a hipótese de terem ocorrido processos de mistura de magmas durante a sua génese.

O granito de Cota-Viseu apresenta uma textura fanerítica, hipidiomórfica, porfiróide, de grão médio a grosseiro, sem fortes evidências de deformação no estado sólido. A rocha é caracterizada por uma associação mineralógica composta por quartzo, feldspato potássico, plagioclase, biotite, apatite, zircão, monazite e opacos. O carácter porfiróide deste granito é conferido pela presença de megacristais de feldspato, com comprimentos variando entre 5 e 12 cm.

Tal como no caso do Granodiorito de Mosteirinhos e devido à presença de rochas com composições dominantemente granodioríticas e monzograníticas, associadas a termos mais básicos (gabros, dioritos, monzodioritos, tonalitos), típicas de associações magmáticas híbridas, estas rochas terão sido formadas pela interacção física e química entre líquidos máficos de origem mantélica e fundidos félsicos de anatexia crustal em ambientes orogénicos colisionais. No caso dos granitos de Viseu-Cota ocorreu um importante envolvimento de processos de mistura de magmas na génese destas rochas, mas não exclui a eventual contribuição de mecanismos de cristalização fraccionada. 

Bibliografia consultada

Esteves, A. (2006) – As rochas metamórficas da região de Viseu. Tese de Mestrado. Aveiro: Departamento de Geociências, Universidade de Aveiro.

Esteves, A.F., Valle Aguado, B. & Azevedo, M.R. (2006). Metamorfismo Barroviano Varisco na Zona Centro-Ibérica: Novas Evidências na Cintura Metamórfica de Porto-Viseu. Livro de Resumos do VII Congresso Nacional de Geologia, Estremoz.

 

Granodiorito de Mosteirinhos (Viseu)

O granodiorito biotítico tardi-pós-D3 de Mosteirinhos aflora ao longo duma faixa situada no bordo noroeste do maciço de Cota-Viseu, com o qual define contactos transicionais, Foto 1.

Granodiorito de Mosteirinhos (Paragem 2)

Foto 1  –  Afloramento do granodiorito de Mosteirinhos (Viseu). Corresponde a uma rocha porfiróide de composição granodiorítica, sem evidências de deformação no estado sólido.

Esta fácies, em conjunto com outros corpos intrusivos composicionalmente heterogéneos (básicos a intermédios) que ocorrem na periferia do maciço de Cota-Viseu, parece representar uma rocha híbrida gerada por mistura de magmas máficos de proveniência mantélica com fundidos félsicos de origem crustal.

Neste afloramento, o granodiorito biotítico de Mosteirinhos apresenta megacristais de feldspato dispersos numa matriz de grão médio, definindo uma foliação de fluxo magmático, Foto 2.

Granodiorito de Mosteirinhos B.jpg

Foto 2 – O granodiorito de Mosteirinhos apresenta características texturais e mineralógicas muito semelhantes às do granito de Cota-Viseu, distinguindo-se deste pelas maiores proporções de plagioclase e pelo seu conteúdo mais elevado em minerais máficos (biotite). Possui uma textura fanerítica, porfiróide, de grão médio a grosseiro e é constituído por quartzo, plagioclase, feldspato potássico, biotite, apatite, zircão, opacos, esfena, alanite, clorite (secundária) e moscovite (secundária), dados obtidos a partir da observação em microscópio petrográfico. O quartzo é um dos minerais mais abundantes neste granito, sendo a plagioclase um constituinte mineral essencial do granodiorito de Mosteirinhos.

O elevado grau de heterogeneidade textural do granodiorito de Mosteirinhos, bem como a presença de abundantes encraves microgranulares máficos com formas globulares, mostra que estes magmas foram afectados por processos de “mixing /mingling” de intensidade variável (consultar post neste link).

A presença de rochas com composições dominantemente granodioríticas e monzograníticas, associadas a termos mais básicos (gabros, dioritos, monzodioritos, tonalitos) é típica de associações magmáticas híbridas, formadas pela interacção física e química entre líquidos máficos de origem mantélica e fundidos félsicos de anatexia crustal em ambientes orogénicos colisionais.

Bibliografia consultada:

Azevedo, M.R., Valle Aguado, B. & Nolan, J. (2013). Anatexis of metasedimentary rocks in the Iberian Variscan Bel: the example of the Mundão migmatites (Northern Central Portugal). Abstract Volume of the European Mineralogical Conference, EMC2012, Franckfurt, Germany, 02 a 06 de Setembro, vol. 1.

Migmatitos de Viseu

A região do Mundão, no concelho de Viseu, integra-se em termos geotectónicos na Zona Centro Ibérica (ZCI). Esta área apresenta grande diversidade em rochas migmatíticas, formadas em condições de ultrametamorfismo, a elevadas pressões e temperaturas, na sequência de fusão parcial de um protólito formado por rochas metapelíticas e metagrauvacóides do Grupo do Douro, do Neoproterozóico, durante a orogenia Varisca, nomeadamente nos estádios finais do engrossamento crustal (D1), com continuação durante a tectónica extensional (D2) e transcorrente (D3) subsequentes, Foto 1.

Ortognaisses AAA

Foto 1 –  Os  estudos geológicos na região do Mundão permitiram verificar que o bandado migmatítico é a estrutura dominante nas rochas do Complexo Migmatítico do Mundão (CMM) e  que estas litologias podem ser subdivididas em duas categorias principais com base em critérios texturais: metatexitos e diatexitos. Os metatexitos e os diatexitos ocorrem em íntima relação espacial, embora seja possível delimitar áreas de escala cartográfica onde predominam um ou outro tipo. As evidências de campo indicam que a idade do CMM é mais antiga do que a dos granitóides sin-D3.

Migmatitos

Segundo a classificação de Sawyer, os migmatitos podem dividir-se, em termos de morfologia de 1ª ordem, em metatexitos e diatexitos.

Um metatexito é um migmatito heterogéneo à escala do afloramento, cujas estruturas coerentes anteriores à fusão parcial são claramente preservadas no paleossoma, onde as microestruturas se mantêm inalteradas . Um diatexito, por seu turno, é um migmatito em que o neossoma é dominante e em que o fundido foi profusamente distribuído por todo o volume do migmatito. As estruturas anteriores à fusão parcial estão ausentes do neossoma, pois geralmente são substituídas por estruturas de fluxo sinanatético (foliação magmática ou submagmática, schlieren) ou por neossoma isotrópico. O neossoma tem aparência variável, reflectindo uma grande diversidade na proporção de líquido, numa gama desde predominantemente leucocrata a predominantemente melanocrata. O paleossoma ocorre em fragmentos pequenos, podendo estar ausente.

Metatexitos

Os metatexitos correspondem a migmatitos produzidos por baixos graus de fusão parcial, em que as características da rocha original estão preservadas, Foto 2.

Metatexitos (legenda)

Foto 2 -Migmatito metatexítico estromatítico do Mundão. Um metatexito é um migmatito heterogéneo à escala do afloramento, cujas estruturas coerentes anteriores à fusão parcial são claramente preservadas no paleossoma, onde as microestruturas se mantêm inalteradas .

Em Mundão, os metatexitos apresentam um “layering” composicional bastante regular, paralelo à xistosidade S2, conferido pela alternância de níveis pelíticos ou semi-pelíticos escuros com leitos quartzo-feldspáticos.

Diatexitos

Os diatexitos foram  gerados por altas taxas de fusão, com as estruturas pré-migmatização são quase completamente destruídas. Os diatexitos da região do Mundão contêm proporções variáveis de fundido (leucossoma) e de material refractário (melanossoma), embora o leucossoma predomine claramente sobre o melanossoma nas rochas do sector oriental da área, Foto 3.

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Foto 3 – Migmatito diatexítico (ortognaisses migmatizados) com evidência de dobras assimétricas no domínio do leucossoma.

Génese dos migmatitos e das rochas granitóides

Durante a D1, os metassedimentos pre-carboníferos foram afetados por metamorfismo regional prógrado (de tipo Barroviano) como consequência do espessamento crustal, atingindo as condições para o início da fusão parcial de litologias férteis da crusta. Segui-se uma fase extensional (D2) que conduziu ao adelgaçamento da crusta e à exumação do orógeno. O regime de descompressão, praticamente isotérmica, que caracteriza a D2 permitiu que os processos de fusão parcial, envolvendo reações de desidratação da biotite, tenham produzido maiores quantidades de líquidos anatécticos, Foto 4.

Ortognaissses (D1 e D2)

Foto 4  – O clímax de metamorfismo regional, acompanhado por intensa migmatização, é atingido durante a fase D2 . Com efeito, os dados estruturais obtidos nas áreas migmatíticas do antiforma de Porto-Viseu indicam uma estreita relação temporal entre o evento extensional D2 e os processos anatécticos de níveis médios da crusta continental. A evolução tectono magmática do sector centro-norte da ZCI pode ser interpretada num contexto de re estabelecimento da espessura normal da litosfera continental, depois do seu engrossamento durante o levantamento da cadeia varisca. Ao longo do processo, os fenómenos de metamorfismo, deformação e magmatismo parecem ter estado intimamente associados, influenciando-se mutuamente.

No início da D3, o volume de fundidos crustais já seria suficientemente grande, entre 15 a 35% para que pudesse ocorrer a sua separação do resíduo sólido. Assim, durante a tectónica transcorrente D3,dá-se a ascensão, diferenciação e consolidação de abundantes quantidades de magmas graníticos, fortemente peraluminosos e isotopicamente evoluídos (tipo-S), que vêm a originar enormes batólitos de leucogranitos de duas micas, como o de Junqueira, Foto 5.

Granito de Junqueira (Final).jpg

Foto 5 – Granito de Junqueira sin-D3. É um granito de duas micas, porfiróides e não porfiróides, de grão médio a grosseiro, mostrando frequentemente evidências de deformação no estado sólido.

Alguns granitoides representados na Foto 1, tiveram a sua instalação, nomeadamente a do maciço de Junqueira (granitóides de duas micas peraluminosos), durante a atuação da zona de cisalhamento dextra de Porto-Tomar.

Em paralelo, o manto litosférico, mais denso que a astenosfera, destabiliza e separa-se da crusta (delaminação), Foto  6. À medida que porções do manto litosférico mergulham, o material astenosférico ascende, perde pressão e sofre fusão parcial, gerando líquidos de composição basáltica.

Foto 6 – Rochas básicas e intermédias (gabronoritos, monzodioritos, monzodioritos quártzicos e granodioritos) resultantes da intrusões de magmas máficos.

A intrusão destes magmas máficos na interface crusta-manto (“underplating”) desempenha um papel fundamental na produção de granitóides. Por um lado, o alto fluxo calorífico que lhes está associado permite que as rochas da crusta inferior, com temperaturas de fusão mais altas, comecem a fundir. Por outro, favorecem a ocorrência de processos de interação química e/ou mecânica, de extensão variável, entre líquidos mantélicos e crustais (“mixing/mingling”), Foto 6.

Rochas Básicas

Foto 6 –  Afloramento de rochas máficas/intermédias de Torredeita.

No final da D3, Foto 7,  com a progressiva substituição do manto litosférico pela astenosfera, mais quente, diminui a densidade da coluna litosférica e ocorre o levantamento isostático e exumação da crusta. A fusão por descompressão da astenosfera gera quantidades cada vez maiores de líquidos básicos que hibridizam com os fundidos félsicos crustais, em proporções varíáveis, e produzem magmas metaluminosos a ligeiramente peraluminosos, de afinidade calco-alcalina. A ascensão destes magmas terá tido lugar nos últimos estádios da deformação transcorrente e a sua instalação no nível crustal final ocorre após a D3, dando origem aos inúmeros maciços compósitos de granitóides biotíticos híbridos tardi-póscinemáticos, presentes no batólito das Beiras como é o caso do maciço de Cota-Viseu.

Granito cota

Foto 7 – Granito de Cota-Viseu (tardi-pós-D3). É frequente encontrar neste granito encraves microgranulares máficos de composição dominantemente tonalítica, cuja presença reforça a hipótese de terem ocorrido processos de mistura de magmas durante a sua génese. Trata-se de um granito porfiróide biotítico de grão médio a grosseiro, que não apresenta evidências petrográficas de deformação no estado sólido, exceptuando nas proximidades de algumas falhas, possivelmente ligadas à sua própria intrusão, o que corrobora o seu carácter tardi- a pós–tectónico relativamente ao último evento de deformação dúctil de idade varisca (D3). A datação de zircões e monazites pelo método U-Pb aponta para uma idade de instalação de 306 Ma para esta intrusão.

O batólito das Beiras, explorado neste post, pode assim ser considerado seu conjunto, um exemplo representativo de quase todo o espectro de litologias graníticas associadas aos principais ciclos de atividade varisca. Tendo em conta os dados estruturais, petrológicos e geocronológicos obtidos em diferentes afloramentos, é possível compreender a natureza dos protólitos envolvidos na sua génese e o tipo de condições e processos que controlaram a sua formação e subsequente evolução.

Fontes consultadas: 

AGUADO, B. V.; AZEVEDO, M. R.; SANTOS, J. F.; NOLAN, J. (2010). O Complexo Migmatítico de Mundão (Viseu, norte de Portugal). Revista Electrónica de Ciências da Terra. ISSN 1645-0388, Volume 16 – nº 9.

Azevedo, M.R; Valle Aguado, B. (2006) – Origem e instalação de granitoides variscos na
Zona Centro-Ibérica

SAWYER, E. W. (2008). Working with migmatites: Nomenclatura for the constituent parts. In: Sawyer, E.W. & Brown, M. (Edt.), Working with Migmatites, Mineralogical Association of Canada Short Course

 

 

 

 

 

Sinclinal de Sátão (Viseu)

A região de Sátão, localiza-se no centro de Portugal e está inserida na Zona Centro-Ibérica, Foto 1. Do ponto de vista estratigráfico o estreito e segmentado sinclinal de Sátão insere-se numa sequência metassedimentar do Ordovícico, Carbonífero e Silúrico que aflora ladeado por manchas do Supergrupo Dúrico Beirão (Grupo do Douro), vulgarmente conhecido por  Complexo Xisto-Grauváquico.  O conjunto metassedimentar é intruído por granitóides Variscos tardi-D3 (maciços de Castro Daire e de Tabuaço) e tardi a pós-D3 (maciço de Penedono).

Foto 1a

Foto 1 – Sinclinal de Sátão, onde está representada a sequência paleozóica. Do ponto de vista tectónico, a estruturação Varisca no sector é polifásica sendo possível distinguir três fases de deformação dúctil e a atuação da deformação frágil tardi-Varisca. A 1ª fase é responsável pelo sinclinal de Satão.  Sinclinal é uma dobra com as rochas mais modernas a ocuparem o núcleo.

Carbonífero

A estreita zona de Carbónico que atravessa a região de Castro Daire de NW para SE, é interrompida, pelos maciços graníticos do complexo de Castro Daire. Esta zona (representa a zona axial, de um longo sinclinal que vai de Valongo a Sátão. Grande parte dos afloramentos, Foto 2,  são formados por rochas conglomeráticas deformadas, metaconglomerados. A mais extensa faixa carbonífera portuguesa é denominada faixa dúrico-beirã. Prolonga-se desde S. Pedro da Cova (Gondomar) até Queiroga (Sátão), interrompida pelo granito de Castro Daire.

Foto 2 –   Conglomerados polimíticos, contendo calhaus angulosos ou rolados, e blocos de vários tipos de rochas, numa matriz greso-xistosa. Os fragmentos maiores chegam a atingir 80 cm de comprimento. Os conglomerados são mal calibrados e a sua granularidade varia de local para local. Os clastos compreendem quartzitos erodidos da base do Ordovícico (maioria dos quartzitos), xistos argilosos, filitos e xistos, derivados do Ordovícico e outras litologias do Grupo do Douro. Ocorrem também clastos possivelmente do Silúrico e de  granitos e granodioritos de grão médio sin-tectónicos.

Silúrico (?)

Estudos relativamente recentes realizados no Sinclinal de Sátão referem a existência de litologias de idade Silúrica, Foto 3. A passagem do Ordovícico ao Silúrico é marcada por uma importante descontinuidade estratigráfica, que vários autores relacionam com acontecimentos glacio-eustáticos erosivos do final do Ordovícico. O Silúrico é bastante uniforme em toda a Zona Centro- Ibérica e caracteriza-se pela presença de xistos negros com graptólitos com intercalações de quartzitos (arenitos metamorfizados).

A estruturação da ZCI resultou essencialmente da deformação associada à Orogenia Varisca, estando fracamente representadas as estruturas relacionadas com episódios de deformação mais antigos. A deformação varisca é polifásica, sendo reconhecidas três fases principais de deformação dúctil, designadas por D1, D2 e D3.  A 1ª fase de deformação (D1) afetou toda a sequência sedimentar pré-carbonífera, provocando a formação de dobras de escala quilométrica, com plano axial sub-vertical e xistosidade associada (S1), com direção geral NW-SE, Foto 3.

Foto 3 – Dobras na Formação do Alto do Homem. Tratam-se de litologias metapsamopelítica (rocha metamórfica derivada de um arenito) de idade Silúrica e com presença de Skolithos. Os skolithos são marcas orgânicas com a forma de tubos cilíndricos com diâmetros raramente superiores a 1 cm. Dispõem-se perpendicularmente à superfície de estratificação.

Ordovícico

Na ZCI, o Ordovícico tem carácter discordante e transgressivo sobre o Grupo do Douro (Complexo Xisto- Grauváquico). O Ordovícico Inferior é constituído por uma unidade basal de camadas vermelhas (conglomerados não fossilíferos, grauvaques ou uma alternância de pelitos e arenitos), datada do Tremadociano ou Arenigiano, sobre a qual assenta o Quartzito Armoricano (Arenigiano). Os quartzitos do Ordovícico, com traços fósseis de Cruziana e Skolithos, formam espessas bancadas que imprimem relevos vigorosos a muitas das paisagens da Zona Centro-Ibérica.

Os estratos do Ordovícico ocorrem num sinclinal que atravessa a região de Castro Daire sendo esta Fomação dividida em duas unidades. Uma unidade basal constituída por quartzitos e outra superior formada por xistos argilosos escuros. A unidade inferior apresenta quartzitos brancos , muito puros e em alguns locais é possível observar bilobites (cruziana) , Foto 4.

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Foto 4  – A D1 é a única fase de deformação com características regionais. Afecta as sequências do Grupo do Douro (CXG) e do Ordovícico da região e deu origem a dobras de orientação NW-SE e a uma xistosidade de plano axial subvertical (S1), muito penetrativa. A principal macro-estrutura desta fase é o Sinclinal de Porto-Sátão, parcialmente conservado e modificado pela atuação das fases de deformação posteriores.

Grupo do Douro

Em Portugal, os terrenos pré-Ordovícicos foram agrupados por inicialmente  num conjunto que designou como “Formação Xistosa das Beiras” que veio a ser denominado na década de 50 do século passado como “Complexo Xisto-Grauváquico ante-Ordovícico” (CXG). A idade do CXG não é conhecida com exatidão, devido à ausência generalizada de macrofósseis. Admite-se actualmente que as unidades inferiores possam corresponder ao Precâmbrico Superior e as unidades superiores ao Câmbrico, o que é suportado por dados de microfósseis, de icnofósseis e de idades U-Pb em zircões detríticos. Recentemente o CXG que aflora no território português foi subdividido em dois grandes grupos, correspondendo a domínios paleogeográficos distintos, o Grupo das Beiras e o Grupo do Douro, Foto 5.

Foto 5 – Afloramentos do Grupo do Douro (CXG). O CXG é constituído dominantemente por metapelitos com intercalações centimétricas de metagrauvaques, embora, na parte sul da região, também ocorram alguns níveis de rochas calcossilicatadas. A sequência ante-ordovícica foi afectada pelo metamorfismo regional varisco e, posteriormente, pelo metamorfismo de contacto, associado aos granitos tardi-pós- cinemáticos de Castro Daire e Cota-Viseu, pelo que nas imediações destas intrusões as rochas estão transformadas em xistos mosqueados e corneanas.

O Grupo das Beiras é formado por um conjunto rítmico de grande espessura (6 a 7 km) em que alternam metapelitos e metagrauvaques ricos em quartzo. Esta unidade tem sido interpretado como uma sequência turbidítica depositada, em condições de instabilidade tectónica, numa bacia que terá ocupado toda a Zona Centro-Ibérica durante o Vendiano terminal (Proterozóico Superior). O Grupo do Douro é mais heterogéneo, sendo constituído por unidades arenítico-pelíticas, em que se intercalam pelitos com magnetite, níveis calcários e conglomeráticos. Esta formação tem uma idade câmbrica.

A região de Sátão localiza-se no centro de Portugal Continental e está inserida na Zona Centro-Ibérica (ZCI). A área descrita neste post é composta maioritariamente por metassedimentos de idade proterozóica superior a câmbrica inferior do Super Grupo Dúrico-Beirão, dobrados e metamorfizados durante a orogenia varisca. Estas rochas foram intruídas por granitóides variscos sin- e tardi-pós-tectónicos, representados na área pelos maciços de Sátão, Cota e Aguiar da Beira. Não foram aqui abordados os acontecimentos relacionados com as intrusões magmáticas, ficando este tema para uma futura publicação. Relativamente aos granitos variscos pode ser consultado o post “Granitóides variscos, Classificação“.

Referências Bibliográficas: 

ESTEVES, A.F. (2006) – As rochas metamórficas da região de Viseu. Tese de Mestrado Universidade de Aveiro, Aveiro.

ESTEVES, A.F., VALLE AGUADO, B., MARTÍNEZ CATALÁN, J. R., AZEVEDO, M.R. (2008) – Deformação polifásica varisca na região da Cavernães, norte de Viseu (Zona Centro-Ibérica). 8ª Conferência Anual do GGET, Memória nº 3 do Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade do Porto.

 

Crateras de impacto

Qualquer que seja o ângulo de incidência, os meteoritos que chocam com a superfície de um planeta cavam crateras sempre com forma circular.
A tendência é imaginar-se o meteoroide semelhante a uma escavadora cavando, no solo um túnel oblíquo e cilíndrico. Mas tal não acontece. O mecanismo de formação das crateras é bem conhecido e mostra que elas devem a sua geometria particular ao facto de resultarem do encontro de duas esferas. A interseção de duas esferas é sempre um círculo, Foto 1.

Brechas de Impacto

Foto 1 – As crateras de impacto ou astroblema são cicatrizes na superfície da Terra produzidas pelo impacto de um corpo celeste de grande dimensão (asteroide ou cometa). O termo astroblema provem das palavras gregas astron (estrela) e blema (cicatriz). Tais estruturas quando pouco erodidas, caracterizam-se por uma depressão circular, com borda proeminente (cristas), parte central levemente soerguido e podem ser identificadas através de imagens de satélites ou fotografias aéreas. A colisão do corpo celeste com a superfície da Terra gera ondas de choque que penetra radialmente a partir do ponto de impacto comprimindo e empurrando as rochas. A remoção de grande volume de material dá lugar a cratera transitória. Posteriormente, a gravidade modifica a estrutura transitória com a formação, nas bordas da cratera, de sistemas de falhas anelares e radiais.

Logo que o meteoroide percute o planeta toda a sua energia cinética é transformada em calor (que funde as rochas) e em energia mecânica que vai comprimir fortemente o solo no ponto do impacto (metamorfismo de impacto). A compressão propaga-se no planeta sob a forma de uma onda, afetando uma zona cada vez maior. Esta zona tem a forma de uma esfera, com o centro no ponto de impacto. Por outras palavras, é uma onda esférica, como é o caso de todas as frentes de onda geradas a partir de um ponto. A rocha é comprimida e terá a tendência a deslocar-se no sentido desta compressão, isto é, para baixo, mas a resistência do planeta impede que tal aconteça. Em consequência disso gera-se uma onda de descompressão que empurra a matéria para cima onde não existe nada que impeça de progredir. A matéria é ejetada e forma-se uma cratera (Foto 1). Esta onda de descompressão é esférica, como a onda de compressão que lhe deu origem. É a intersecção desta onda esférica com o planeta que também é esférico, que produz uma cratera forçosamente circular.

Brecha de Impacto

O pseudotraquilito ou falso traquilito é uma rocha escura, vítrea ou afanítica, semelhante ao traquilito, Foto 2. Esta rocha é originada por estrema moagem/fragmentação e/ou fusão devido à energia térmica (metamorfismo de impacto) libertada quando ocorre forte compressão no momento da colisão.

Brechas de Impacto-6AS1Foto 2 – Brecha pseudotraquilítica na cratera de Vredefort na África do Sul.  Durante o metamorfismo de impacto ocorre reajustamento devido ao choque do meteoroide com a superfície rochosa. As rochas com origem neste tipo de metamorfismo denominam-se impactitos.  Estas rochas fundidas devido à energia da onda de choque dão origem a pressões na ordem dos 60 GPa (= 600 Kbar) e são muito semelhantes a rochas magmáticas ou a cataclastitos como sucede com este exemplo  da brecha pseutraquilítica.

A cratera de Vredefort, com 300 km de diâmetro e mais de 2000 Ma, é considerada a maior e a mais antiga cratera de impacto descoberta na Terra. Estima-se que o meteoroide que causou a cratera tivesse entre 6 a 10 km de diâmetro e que este embateu na Terra há cerca de 2100 Ma com uma velocidade 40 000 a 250 000 km/h.

Quartzo de Choque 

A energia de impacto é transformada em energia térmica e em ondas de compressão. A descompressão as rochas origina fragmentos que são expelidos da cratera e o calor funde alguns materiais produzindo esferas vitrificadas – pequenos glóbulos de vidro. Por outro lado, o metamorfismo de impacto é também  responsável pela formação do designado quartzo de choque. Este quartzo quando analisado ao microscópio apresenta um conjunto de estrias que se entrecruzam. Esta característica é interpretada pelos mineralogistas como o resultado de uma modificação da estrutura cristalina, na sequência de enormes compressões, resultantes de um choque violento.

Documentos consultados:

French, B.M. (1998). Traces of catastrophe: A handbook of shock-metamorphic effects in
terrestrial meteorite impact structures. LPI Contribution nº 954, Houston: Lunar and
Planetary Institute.

 

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