Liditos e radiolários

Foi descrita na região de Lydia, na Ásia Menor localizada atualmente na Turquia. É um cherte negro e corresponde a um radiolarito certificado (por vezes já transformado em microquartzito  com impregnações de matéria carbonosa, Foto 1.

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Foto 1Lidito da Formação de Mosteiros (Série Negra) . O Proterozóico Superior tem características muito constantes ao longo de toda a ZOM, é caracterizado por uma sequência onde predominam micaxistos frequentemente biotíticos com intercalações de metachertes e quartzitos negros, alguns grauvaques e anfibolitos e raras intercalações de rochas carbonatadas. Este conjunto, classicamente designado por Série Negra, toma várias designações locais ao longo da ZOM (Formação de Mosteiros, de Mares, de Aguas de Peixe). A Série Negra passa superiormente às sequências do Câmbrico Inferior datadas com fósseis em Espanha e as idades radiográficas apontam para que tenha uma idade vendiana, provável.

Chertes (entre liditos, ftanitos e nódulos de sílex)

Maior parte da sílica dissolvida na água do mar tem origem na alteração das rochas, em particular na hidrólise dos silicatos. Outra fonte de sílica, menos importantes, são a alteração submarina de basaltos e rochas afins, a dissolução de cinzas e de outros piroclastos ácidos acumulados no meio meio marinho ou lacustre, e, ainda , as fontes hidrotermais submarinas, abundantes zonas coincidentes com regiões de elevado gradiente geotérmico e ao longo das cristas médias oceânicas (dorsais), fontes estas que ejectam fluidos ricos em sílica.

Podem ser distinguidos dois conjuntos litológicos com base no modo de ocorrência.

Por um lado há chertes que ocorrem sob a forma de estratos, conhecidos pela expressão bedded cherts e, por outro, os limitados a acidentes descontínuos, sob a forma de concreções ou nódulos, no seio de outras rochas, divulgadas como nodule chert. Os primeiros incluem, entre os mais comuns, o jaspe, o lidito e os ftanitos, sendo os segundos representados pelo sílex ou flint.

Os chertes estratiformes e os chertes nódulares têm características próprias e enquadramentos litológicos, estratigráficos e tectónicos distintos.

Por um lado há chertes que ocorrem sob a forma de estratos, conhecidos pela expressão bedded cherts e, por outro, os limitados a acidentes descontínuos, sob a forma de concreções ou nódulos, no seio de outras rochas, divulgadas como nodule chert. Os primeiros incluem, entre os mais comuns, o jaspe, o lidito e os ftanitos, sendo os segundos representados pelo sílex ou flint.

Foto 2 – Geomonumento do Rio Seco (Lisboa). No início do Cretácico Superior o nível global dos oceanos subiu (transgressão) e o mar invadiu grande parte das terras emersas. A atual região de Lisboa não escapou a este fenómeno à escala planetária. Era um mar pouco profundo, de águas quentes e límpidas, propícias à proliferação de organismos produtores de esqueleto (conchas) de natureza calcária. Durante a diagénese dos sedimentos transportados para este mar epicontinental acumularam-se fluidos silicatados que cristalizaram e originaram os nódulos de sílica.

Os chertes estratiformes e os chertes nódulares têm características próprias e enquadramentos litológicos, estratigráficos e tectónicos distintos.

Os chertes estratiformes indicam, no geral, fácies marinha de águas profundas, havendo também de fácies nerítica. Associados a outras rochas estratificadas (calcários pelágicos, argilitos e grauvaques) ocorrem, muitas vezes, acamados ritmicamente em leitos finos. Algumas sequências estratificadas podem ultrapassar várias centenas de metros de desenvolvimento na vertical, em margens tectonicamente ativas, associadas a turbiditos, melanges e ofiólitos, o que confirma o ambiente sedimentar de mar profundo, não longe da margem continental. Entre os chertes estratiformes distinguem-se o cherte radiolarítico, o cherte diatomítico e o cherte  espiculítico ou espongólio.  Os primeiros habitualmente designados por radiolaritos, são comuns no Fanerozóico, desde o Paleozoico inferior.

Os radiolaritos representam a grande maioria dos chertes estratiformes de fácies pelágica. Nos radiolaritos antemesozoicos, os esqueletos desapareceram, ficando os respectivos espaços substituídos por quartzo microcristalino.  Os mais conhecidos radiolaritos datam do Paleozoico e assumem aspectos diversos, sobretudo em função da cor que os caracterizamas também de outros aspectos como a textura, estrutura e associação com outras litologias. Estão neste caso o jaspe, lidito, o ftanito e o novaculito.

Falando de radiolários…

Radiolários são protistas planctónicos com ampla distribuição espacial e temporal (entre bacias oceânicas e através do tempo geológico). O corpo protoplasmático pode ser dividido em endoplasma e ectoplasma, sendo que o primeiro desempenha principalmente funções reprodutivas e o segundo desempenha funções na manutenção da posição do organismo na coluna da água, digestão e respiração. Endoplasma e ectoplasma são separados pela membrana capsular, característica que diferencia os radiolários dos demais protistas. Os seus esqueletos são compostos por sílica amorfa, o que permite sua preservação em sedimentos marinhos depositados abaixo da zona de compensação da calcite (CCD – Calcite Compensation Depth). Estas características permitem a aplicação do grupo na resolução de diversos problemas geológicos, como, por exemplo, na paleobiogeografia, reconstituições paleogeográficas de áreas tectonicamente complexas, bioestratigrafia e paleoceanografia/paleoclimatologia.

As áreas de maior abundância de radiolários, geralmente estão associadas a zonas oceânicas de ressurgência – upwelling zones – ricas em nutrientes. A distribuição geográfica dos radiolários apresenta, em geral, as mesmas relações que outros organismos planctónicos, evidenciando principalmente padrões de correntes oceânicas. Como diversos organismos marinhos, os radiolários atingem sua máxima diversidade em águas tropicais, enquanto as massas de águas frias, de latitudes mais elevadas, são caracterizadas por grande abundância e baixa diversidade de formas. No registo geológico observou-se uma mudança no habitat preferencial dos radiolários, de plataformas carbonatadas rasas no Paleozoico para o exclusivo domínio oceânico na atualidade, Figura 1.

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Figura 1 – Aproximadamente 10% do volume de sílica de origem biogénica acumulada em sedimentos marinhos de fundo são representados por radiolários, sendo o restante, composto por diatomáceas e espículas de esponjas. Os radiolários distribuem-se através da coluna da água desde a superfície até aproximadamente 5000 m de profundidade, ocorrendo em maior abundância entre 50 e 100 m de profundidade. Historicamente, a abundância de radiolários foi associada a eventos vulcânicos, que seriam responsáveis por saturar a água do mar em sílica, porém, esta relação é considerada, hoje, incorreta, sendo a abundância de radiolários aparentemente relacionada com a alta disponibilidade de nutrientes. É possível, entretanto, que um aumento no vulcanismo torne a água menos pobre em sílica, intensificando a preservação da sílica amorfa. Os Radiolários estão, muitas vezes, associados a depósitos ricos em matéria orgânica, sendo que ambos necessitam de alta produtividade biótica superficial para sua formação.

Lidito

É um cherte radiolarítico, com textura microquartzítica e cor negra, devido a inclusões de substâncias carbonosas, grafite e, muitas vezes pirite. O lidito ocorre em Portugal no Silúrico inferior da ZCI, da ZOM e no seio das formações sedimentares metamorfizadas do Pré-câmbrico superior do Alentejo conhecidas por Série Negra,  Foto 3.

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Foto 3 – Lidito da Série Negra, de que fazem parte outras rochas (calcários, grauvaques, conglomerados, gnaisses, anfibolitos). É uma importante unidade estratigráfica da Zona de Ossa-Morena, ocupando vastas áreas do Alentejo e na região de Tomar-Abrantes. Esta unidade estratigráfica apresenta os metaliditos.

Ftanito

Ftanito (do grego phtano, que anuncia) é assim chamado uma vez que anuncia a passagem aos xistos. De cor acinzentada entre o claro e o escuro, em virtude da presença de menor ou maior quantidade de matéria carbonosa, é essencialmente formado por quartzo microcristalino. O ftanito conserva vestígios de radiolários, sendo comum nas séries pré-câmbricas e do paleozoicas, em leitos centimétricos alternantes com xistos amplitosos. Os ftanitos são rochas frequentes no Maciço Antigo Ibérico, sobretudo integrados em terrenos de idade silúrica, Foto 4.

Nódulo Ftanítico

Foto 4 -Xistos do Silúrico, com nódulo ftanítico – Anclinal de Valongo (Arouca). Ftanito é uma rocha sedimentar, siliciosa, de origem orgânica, formada pela acumulação de esqueletos de radiolários, diatomáceas, etc).

Jaspe

O jaspe (do grego iaspis), varia entre o vermelho forte, o castanho e o amarelado, devido à presença significativa de óxido e/ou hidróxido de ferro. Em Portugal o jaspe ocorre associado às formações vulcano-sedimentares do Devónico superior – Carbónico inferior da Faixa Piritosa Alentejana (Grândola, Cercal, Aljustrel, Castro Verde, São Domingos), Foto 5.

Jaspe

Foto  5 – Jaspe do Complexo Vulcano-sedimentar da Faixa Piritosa Ibérica. A Faixa Piritosa Ibérica situa-se a Sul do Terreno do Pulo do Lobo e estende-se ao longo de 250 km, desde Alcácer do Sal até Sevilha. Apresenta uma largura que varia entre os 25 km e os 70 km, hospedando uma das maiores concentrações mundiais de sulfuretos maciços. Em termos lito-estratigráficos, a FPI compreende três unidades fundamentais, do topo para a base:  Grupo Filito-Quartzítico (GFQ), o Complexo Vulcano-Sedimentar (CVS) e o “Culm”. As lentículas de jaspe ocorrem, preferencialmente, associadas aos xistos “Borra de Vinho” e às rochas meta-vulcanoclásticas félsicas. Possuem cor vermelha e, por vezes, em alguns domínios, cor negra. Grande parte dos jaspes apresenta textura brechóide ou pseudo-brechóide, sendo cortados por redes densas e anastomosados veios de quartzo hidrotermal.

O jaspe é ainda, frequente sob a forma de seixos nas praias algarvias.

Chertes Nodulares 

Ao contrário dos chertes estratiformes, este outro tipo de silicitos coeso está asscociado a sequências sedimentares em áreas cratónicas. Ocorrem principalmente em rochas carbonatadas de todas as idades, mas também menos frequentemente, em argilitos, xistos e arenitos. Alguns autores referem-nos como acidentes posteriores à sedimentação, que dão origem a concreções e nódulo. Tais acidentes correspondem a segregações secundárias, essencialmente diagenéticas, mas também em parte, a substituições metassomáticas. A sílica deste tipo de  silicitos ocorre desde nucleos chérticos de dimensões minímas, a concreções com alguns metros de diâmetro, Foto 6.

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Foto 6 – A formação carixiana (Jurássico inferior) Calcários dolomíticos com nódulos de sílex de Belixe aflora em arribas de aproximadamente 50 m de altura. Este tipo de afloramento fossilífero só existe, em todo o Algarve, nesta praia, no forte do Belixe e na extremidade do Cabo de S. Vicente. Os sedimentos siliciosos desta formação ocorrem sob duas formas: nódulos ou camadas com espessura média de 4 cm, interestratificadas com os calcários.

Chérticos são os nódulos siliciosos também conhecidos por nódulos cerebróides e, localmente, por cerebelos, do Bajociano dos Maciços Calcários Estremenho e de Sicó, constituindo um ótimo marcador estratigráfico, Foto 7.

Foto 7 – Com um brilho de porcelana não vitrificada, em fratura fresca, lembram vagamente, na forma e no aspecto exterior, uma massa encafálica, encontrando-se dispersos à superfície do terreno, após a desagregação do calcário onde se encontram incluídos. Estas rochas são resultantes da substituição de carbonatos da rocha sedimentar já existente por cristais de calcedónia, oriundos da circulação de fluidos ricos em sílica e dando origem aos nódulos de cherte (do inglês silex). A unidade Zambujal, Jurássico Médio (Aaleniano inferior – Bajociano inferior)  é formada fundamentalmente por calcários com alguma proporção de material quartzoso e argiloso. Os nódulos de sílica aparecem nos últimos 20 m da série, constituindo por isso um nível estratigráfico de referência.

Um outro tipo de nódulos siliciosos, de forma ovoidal, ocorrente nos xistos do Silúrico médio, que com base neles, individulaizam uma unidade litostratigráfica a que se deu o nome de “Xistos com nódulos”, Foto 8.

Xisto com Nódulos (Esquema)

Foto 8 –  Xisto com nódulos de idade Silúrica, Estremoz. A Formação dos Xistos com Nódulos é constituída por liditos, em bancadinhas milimétricas a centimétricas, na parte inferior, e pelitos negros siliciosos com raros leitos de liditos dispersos, na parte superior. É bastante rica em fósseis de graptólitos.

A região de Barrancos assume assinalável importância geológica, por apresentar uma das sucessões estratigráficas mais completas e melhor expostas do Paleozoico de Portugal. Enquadra-se na parte mais sudeste do Sector de Estremoz-Barrancos, que constitui uma das grandes divisões da Zona de Ossa Morena, em Portugal. A sequência do Paleozoico de Barrancos inclui as Formações de Ossa, Fatuquedo, Barrancos, Xistos com Phyllodocites, Colorada, “Xistos com Nódulos”, “Xistos Raiados”, Monte das Russianas e Terena, com idades compreendidas entre o Câmbrico Médio-Superior e o Devónico Inferior. A Formação dos Xistos com Nódulos , os quartzitos do topo da Formação de Colorada e os níveis basais da Formação dos Xistos Raiados, representam os terrenos do Silúrico, na região de Barrancos.

Em jeito de resumo

Os chertes podem ter origem por precipitação química (origem singenética) onde a sílica colóidal precipita num meio ácido, bioquímica (singenética) em resultado da acumulação de carapaças siliciosas de diatomáceas e radiolários e uma origem pós-deposicional resultante de processos de silicificação num processo designado por metassomatismo diagenético (migração de fluidos). Neste último exemplo exemplo ocorre dissolução do quartzo detrítico em meio alcalino ocorrendo a sua precipitação na forma de sílica colóidal em meio ácido.

Resumo para Geologia 11º ano

 

Fontes consultadas:

Armstrong H., Brasier M. 2005. Microfossils. Oxford: Blackwell Publishing. 296 pp.

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http://sopasdepedra.blogspot.com/search?q=Jaspe

Libethenite – um mineral raro

Libethenite é um mineral supergénico extremamente raro apenas encontrado em três outros locais a nível mundial (Eslováquia, República Democrática do Congo e Zâmbia). A libethenite, um fosfato hidratado de cobre de cor verde e forma ortorrômbica., Foto 1. Este mineral encontra-se na mina de Miguel Vacas, inserida na região de Alandroal-Juromenha, localizando-se no flanco NE do Anticlinal de Estremoz, próxima ao contacto Silúrico-Ordovícico e consiste num filão principal de quartzo com carbonatos.

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Foto 1 – A libethenite apresenta como características principais a sua cor verde oliva e hábito sob a forma de prismas ou bipirâmides. A libethenite encontra-se normalmente associada à pseudomalaquite (mineral do mesmo grupo), formando cristais na superfície da mesma.

Mina Miguel Vacas

A Mina de Miguel Vacas foi explorada para cobre durante grande parte do século XX até ao seu fecho em 1986.

Esta mina localiza-se na faixa Sousel-Barrancos onde predominam as mineralizações de cobre. Trata-se de uma estrutura mineralizada (brecha quartzosa) subvertical com orientação geral N10ºW, intercetando os xistos cinzentos e negros do Silúrico, Foto 2.

MapaFoto 2 – Enquadramento geológico da mina de Miguel Vacas. Na mina ocorrem xistos negros do Silúrico que indiciam um ambiente sedimentar marinho euxínico, propício ao estabelecimento junto à superfície de organismos planctónicos, como os graptólitos. Nestas condições ambientais iniciou-se a deposição da Formação dos Xistos com Nódulos, com predominância de liditos na base, a que sucedem xistos negros carbonosos, com raros nódulos siliciosos.

A mineralização explorada foi essencialmente de caráter superficial, correspondendo à zona de oxidação e de enriquecimento supergénico da estrutura filoniana. Além da zona oxidada foi possível reconhecer, por sondagem, a presença de uma zona de sulfuretos primários.

Com base nas observações da petrografia e mineralogia das amostras esta mina corresponde a uma mineralização primária de cobre filoniana a que se sobrepõe uma mineralização secundária do tipo enriquecimento supergénico.

Enriquecimento supergénico

De acordo com Guilbert & Park (1986) e Robb (2005), o enriquecimento supergénico pode ser dividido em três zonas diferentes em profundidade consoante o minério observado. As diferentes zonas deste tipo de mineralização são: Zona Eluvial ou Chapéu de Ferro que corresponde à zona mais superficial e que se subdivide em Gossan e Zona de lixiviação; Zona Iluvial ou de Enriquecimento Supergénico que corresponde a uma zona intermédia, subdividindo-se em supergénico oxidado e redutor pelo nível freático – barreira de oxidação-redução ou redox; e Zona Hipogénica ou Protominério que corresponde à zona mais profunda, como se observa no esquema da Foto 3.

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Foto 3  – Zonamento vertical da mina de Miguel Vacas. Nesta mina é possível observar duas tipologias de minério completamente distintas: minério primário e minério supergénico. O minério primário é composto por calcopirite, pirite, arsenopirite, gersdorffite. O minério supergénico é constituído por malaquite, azurite, pseudomalaquite, libethenite, brochantite e bismuto nativo.

Com base na petrografia e química mineral foi possível por em evidência o carácter episódico da mineralização primária associado a fenómenos de remobilização de metais e reprecipitação de sulfuretos. Na mineralização supergénica é possível diferenciar três zonas distintas (zona de lixiviação, zona supergénica oxidada e supergénica redutora) que refletem o perfil típico e os processos característicos deste tipo de alteração. Na zona oxidada destaca-se a presença de carbonatos Cu (malaquite e azurite) e fosfatos de Cu (pseudomalaquite e libethenite), Foto 4.

Foto 4 – Mina de Miguel Vacas (Estremoz), aspeto geral da exploração a céu aberto, que atualmente se encontra inundada.

Nas amostras de Miguel Vacas, que se enquadram no ambiente oxidante, é possível observar malaquite e azurite (carbonatos), libethenite e pseudomalaquite (fosfatos), principalmente a preencher fracturas ou espaços abertos existentes nas rochas encaixantes ou no quartzo e mais raramente sob a forma de minério maciço ou em massas cristalinas.

Os trabalhos neste jazigo foram essencialmente a céu aberto, tendo sido exploradas as zonas de oxidação e de enriquecimento supergénico, não tendo sido atingida a zona de sulfuretos primários.

Preparação para Exame de Geologia e Biologia 11º ano: 

Fontes consultadas: 

Guilbert, J. M. & Park, C. F., Jr. (1986). The Geology of Ore Deposits. W.H. Freeman and
Company, New York, 985 p.

Fernandes, G. (2012). Mineralizações de Cobre da Mina de Miguel Vacas: Caracterização Petrográfica e Geoquímica. Tese de mestrado em Geologia Económica. Univ. Lisboa, 345p.

Alto de São Bento (ZOM)

O Alto de São Bento constituí uma pequena elevação (363 m) localizada 3 km a WNW de Évora e que constituiu um relevo de dureza, provavelmente controlado tectonicamente. Na zona dos moinhos é possível observar o granito porfiróide com encraves em contacto com o leucogranito.

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Domínios da Zona de Ossa-Morena

A Zona de Ossa Morena é bastante mais complexa que zonas contíguas do Maciço Ibérico, possuindo uma grande heterogeneidade paleogeográfica, metamórfica e tectónica. Foi, por isso, compartimentada em diversos sectores com características tectonoestratigráficas distintas. Com base nos trabalhos realizados até à atualidade é considerada a seguinte divisão para ZOM:

  • Domínio da Faixa Blastomilonítica;
  • Domínio de Alter do Chão – Elvas;
  • Domínio de Estremoz – Barrancos;
  • Domínio de Évora – Beja;
  • Complexo Ofiolítico de Beja – Acebuches.

Domínio de Évora-Beja

O Domínio de Évora-Beja é constituído por formações sedimentares, vulcano-sedimentares e por ortognaisses do Proterozóico superior/Paleozóico inferior. No seu conjunto, estas formações definem uma Sequência Autóctone correlacionável com termos representativos de um soco cristalino. Numa posição geometricamente superior ocorrem formações paleozóicas nitidamente alóctones, de natureza sedimentar ou vulcano-sedimentar que correspondem ao Complexo Filonítico de Moura, Foto 1.

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Foto 1 –  Os maciços ígneos intrusivos representam a unidade cartográfica de maior representatividade na região. Tratam-se de intrusões tardi-variscas de natureza granítica (granitos, tonalitos e granodioritos) com redes filonianas associadas.

Maciço de Évora

O Maciço de Évora representa uma área com cerca de 60 km2 que se estende entre Montomor-o-Novo e Évora, localizada nos domínios ocidentais da Zona de Ossa-Morena (ZOM) e incluído no setor de Montemor-Ficalho. Os seu limite setentrional é representado pelo Complexo Ígneo de Beja e a nordeste com o limite superior da Formação da Ossa.

Em termos geológicos gerais, o Maciço de Évora está representado por diferentes bacias sedimentares com magmatismo associado que registam a evolução geodinâmica deste segmento da margem setentrional de Gondwana, no intervalo de tempo que decorre desde o Ediacariano (Neoproterozóico), passando pelo Câmbrico-Ordovícico e, finalmente pelo Carbónico Inferior. O metamorfismo e deformação dúctil varisca (Carbónico inferior) que estão relacionadas com a evolução da Pangeia, modificaram de forma heterogénea as texturas e paragéneses das rochas do Neoproterozoico e do Paleozoico. Anfibolitos, micaxistos, paragnaisses, mármores e migmatitos são os representantes desta crosta continental atual, intruídos por granitoides (essencialmente granodioritos, granitos e tonalitos) e gabros de idade carbónica.

O Maciço de Évora encontra-se subdividido em três unidades tectónicas principais com base em critérios estruturais e metamórficos:

  • Zona de Cisalhamento de Montemor-o-Novo (ZCMN);
  • Terrenos de grau metamórfico intermédio de Évora (TMIE);
  • Terrenos de Alto-Grau Metamórfico de Évora (TAME)

Estas unidades apresentam a mesma coluna estratigráfica do Ediacariano-Câmbrico-Ordovícico transposta por diferentes condições de metamorfismo e de intensidade de deformação dúctil.

Terrenos de grau metamórfico intermédio de Évora

Estes terrenos representam uma área que se estende entre Arraiolos, Nossa Senhora de Machede, Monte Trigo e Valverde com predomínio de micaxistos com intercalações de anfibolitos e metapsamitos que constituem o Complexo ígneo-sedimentar essencialmente básico de Arraiolos.

Em conformidade com o que se verifica na globalidade da ZOM, o Maciço de Évora caracteriza-se pela presença de uma significativa diversidade composicional de rochas ígneas intrusivas.

A generalidade das intrusões de natureza granitoide caracteriza-se por se disporem paralelamente à direção das estruturas varriscas do encaixante metamórfico o que sugere uma natureza sin-tectónica. São disto exemplo, os maciços de Évora-São Manços e Hospitais (ver post aqui). Estas intrusões são de natureza tonalítica e ocasionalmente associados a a granodioritos e gabro-dioritos.

Próximo da cidade de Montemor-o-Novo, localiza-se o Maciço dos Hospitais (consultar post aqui), cujas principais características estruturais permitem classificá-lo como sin-tectónico. Este maciço é constituído essencialmente por tonalitos, no seio dos quais se encontram abundantes encraves granulares máficos. A composição mineralógica dos tonalitos é dominada pela presença de plagióclase (andesina), quartzo, horneblenda e biotite. A geoquímica elementar indica que os diversos  corpos gabroicos das áreas vizinhas e os tonalitos metaluminosos do Maciço dos Hospitais poderão pertencer a uma sequência magmática relacionada com a cristalização fraccionada, e correspondem a magmas gerados em ambiente de arco magmático continental.

Alto de São Bento – Évora

Na proximidade de Évora, as diversas manchas de granitóides são frequentemente circunscritas, cortando a xistosidade dos metassedimentos e, por vezes, a foliação dos gnaisses. O alongamento pouco acentuado destas manchas é, regra geral, paralelo à direção das estruturas variscas mas, ao contrário do observado na fácies tonalítica do Maciço dos Hospitais, não se verifica normalmente uma orientação preferencial dos minerais constituintes na generalidade dos litótipos.

No Alto de São Bento ocorre um conjunto de afloramentos que permitem uma observação privilegiada de vários litótipos ígneos plutónicos de natureza essencialmente félsica, Foto 3.

Alto de São Bento 2 (ZOM)

 

Foto 3A: Os principais litótipos que podem ser observados são o  granito porfiróide e o leucogranito de duas micas, granodioritos, encraves tonalíticos bandados e encraves granulares máficos. Níveis aplíticos e pegmatíticos e encraves de natureza metamórfica (anfibolitos) podem também ser observados. B : Esquema simplificado da pedreira com os diferentes litótipos.

Leucogranito de duas micas e encraves bandados

O granito, que corresponde a uma das litologias principais que pode ser observada neste afloramento. Exibe um bandado magmático que, localmente, se traduz num ligeiro ondular de níveis com tonalidades diferentes que parecem reflectir uma variação na quantidade modal de quartzo. O bandado subhorizontal é paralelo aos níveis de granitos porfiróides e a uma série de níveis pegmatíticos. Em amostra de mão, exibe uma tonalidade cinzento claro e granularidade média onde se observa quartzo, feldspato (felspato alcalino e plagioclase), moscovite e, de modo mais ou menos irregular, biotite.

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Foto 4 –  Neste litótipo, observam-se rochas de tonalidade mais escura, menor granularidade e aspeto bandado, definindo limites mais ou menos bruscos com o leucogranito encaixante, tendo sido designados como encraves bandados. Estes correspondem a tonalitos e destacam-se claramente do leucogranito de duas micas pela sua cor, a qual resulta da sua menor granularidade, acrescido pelo claro aumento da quantidade modal de biotite (e por vezes anfíbola). Os afloramentos apresentam também níveis aplíticos e pegmatíticos. Os níveis pegmatíticos, grosso modo sub-horizontais e com espessuras métricas e são constituídos por quartzo, feldspato, moscovite, granada e turmalina, esta última constituindo agregados em roseta. Os filões aplíticos de espessura centimétrica são félsicos e frequentemente zonados. Estes, do ponto de vista geométrico, encontram-se sob a forma de corpos quer sub-horizontais quer inclinados, cortando-se entre si.

Granitos Porfióides

Os granitos porfiróides correspondem a uma rocha de granularidade média a grosseira e textura porfiróide, formada por quartzo, feldspato alcalino, plagioclase e aproximadamente 5% de biotite. Os fenocristais de feldspato alcalino são muito abundantes (cerca de 10- 15% do volume da rocha) chegando a atingir os 7 cm de comprimento ao longo do seu eixo maior. À escala mesoscópica, estes últimos podem apresentar uma orientação preferencial, interpretada como resultado de um “fluxo laminar homogéneo” , Foto 5.

Foto 5Granito Porfiróide. Aspecto, à escala mesoscópica, do granito porfiróide que aflora no Alto de São Bento em Évora. O granito porfiróide (também designado dente de cavalo) é uma rocha leucocrata de textura porfiróide, com fenocristais centimétricos (3-4 cm de comprimento) de feldspato alcalino, no seio de uma matriz félsica constituída por plagioclase (30- 35%), feldspato alcalino (20-25%), quartzo (30-35%) e biotite (5%). São frequentes os encraves granodioríticos e tonalíticos de granularidade média a fina (fig. 9C). Os fenocristais dispersos na matriz regra geral são euédricos, enquanto os que ocorrem inclusos nos encraves são mais anédricos e de aspeto corroído.

Encraves granulares máficos

Associados aos Granitos Porfiróides, ocorrem encraves granulares máficos, Foto 6, que representam 1-2% da área aflorante. Apresentam uma forma arredondada e limites bem definidos, ainda que esporadicamente possam apresentar limites difusos como resultado da interacção com o granito envolvente.

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Foto 6  – Os encraves granulares máficos (tonalitos) exibem uma granularidade média a fina de tonalidade mais escura comparativamente ao granito hospedeiro. Os fenocristais do granito porfiróide surgem frequentemente total ou parcialmente aprisionados nos encraves, sendo possível observar, em particular nos cristais de menores dimensões, formas anédricas e bordos corroídos. A proporção de feldspatos total ou parcialmente inclusos nos encraves granulares máficos é extremamente variável sem que exista qualquer diferença no tipo dos encraves. Os níveis de pegmatitos e aplitos encontram-se preferencialmente associados aos limites do leucogranito com o granito porfiróide Exibem  uma instalação posterior à cristalização dos Encraves granulares máficos tendo em conta as relações de corte.

Granodiorito

O granodiorito tem uma representatividade aparentemente mais limitada nos afloramentos do Alto de São Bento, Foto 7.

Alto de São Bento - Granodiorito (ZOM)

Foto 7 – Aspecto, à escala mesoscópica, do granodiorito. É uma rocha formada por quartzo, plagioclase, feldspato alcalino e biotite (~10-15%), leucocrata, com uma granularidade média a grosseira e apresentando uma foliação incipiente marcada pelo alinhamento dos cristais de biotite e dos encraves granulares maficos presentes. A relação observada em alguns afloramentos entre esta fácies e o granito porfiróide sugere uma interacção a quente entre os dois, interpretada pelos limites lobados, e parece indicar um posicionamento inferior e ligeiramente anterior do granodiorito. A transição lateral entre este e o leucogranito de duas micas é difícil de observar.

Resumindo

O Alto de São Bento corresponde a um maciço ígneo constituído por manchas de granodioritos, granitos porfiróides e leucogranitos. Os granodioritos são rochas leuco-mesocratas formadas por quartzo, plagioclase, feldspato alcalino e biotite, com granularidade média a grosseira e que apresentam uma foliação incipiente marcada por alinhamento de cristais de biotite e de encraves diorítico-tonalíticos.

Os granitos porfiróides são rochas leucocratas, com fenocristais de feldspato alcalino no interior de uma matriz constituída por quartzo, feldspato alcalino, plagioclase e alguma biotite. Os fenocristais de feldspato alcalino são muito abundantes e apresentam uma orientação preferencial, interpretada como “fluxo laminar”. Caracterizam-se, também, por apresentam encraves ígneos granulares (granodioritos e tonalitos) e raros encraves metamórficos.

Os leucogranitos são rochas leucocráticas de cor cinzento claro, com granularidade média, constituídas por quartzo, feldspato (feldspato alcalino ±plagioclase), moscovite e biotite. Possuem encraves bandados tonalíticos.

Para além dos granitóides, ocorrem também níveis de pegmatitos sub-horizontais, com espessuras métricas e de aplitos centimétricos, sub-horizontais e inclinados, cortando-se entre si. Os granodioritos, os granitos porfiróides e os encraves tonalíticos do Alto de São Bento relacionam-se geneticamente por diferenciação de magmas calcoalcalinos através de cristalização fracionada, sendo considerada, também, a hipótese de ocorrência de contaminação crustal durante a produção de líquidos magmáticos mais evoluídos. A presença do leucogranito sugere o envolvimento de processos de contaminação crustal no Maciço de Évora, admitindo-se a ocorrência de mecanismos de anatexia nas litologias das formações encaixantes (Formações do Escoural, Monfurado ou Carvalhal).

Fontes consultadas: 

Araújo A. 1995. Estrutura de uma geotransversal entre Brinches e Mourão (Zona de Ossa-Morena): implicações na evolução geodinâmica da margem sudoeste do Terreno Autóctone Ibérico. Tese de Doutoramento Universidade de Évora.
Araújo A., Piçarra J. Borrego J., Pedro, J. Oliveira, J. T. 2013. As Regiões Central e sul da
Zona de Ossa Morena. Em Geologia de Portugal, Volume I, Geologia Pré-mesozóica de
Portugal, (Dias R., Araújo A., Terrinha P. Kullberg J. C, Editores), Escolar Editora.
Chichorro M. 2006. A evolução tectónica da Zona de Cisalhamento de Montemor-o-
Novo (Sudoeste da Zona de Ossa Morena – área de Santiago do Escoural – Cabrela).
Tese de doutoramento, Universidade de Évora.
Moita P. 2007. Granitóides no SW da Zona de Ossa Morena (Montemor-o-Novo –
Évora): Petrogénese e Processos Geodinâmicos. Tese de Doutoramento, Universidade
de Évora.

Moita P., Santos J., Pereira M.F. 2009. Layered granitoids: interaction between
continentacrust recycling processes and mantle-derived magmatism. Examples from
the Évora Massif (Ossa-Morena Zone, southwest Iberia, Portugal). Lithos 111 (3–4),
125–141.
Moita P., Santos J.F., Pereira M. F., Costa M.M., Corfu F. 2015. The quartz-dioritic
Hospitais intrusion (SW Iberian Massif) and its mafic microgranular enclaves —
Evidence for mineral clustering. Lithos, 224–225, 78–100.

 

 

 

 

 

Maciço dos Hospitais e Tonalitos

A Zona de Ossa-Morena

A Zona de Ossa-Morena é a segunda maior unidade geológica do Maciço Ibérico (sendo a ZCI a maior), ficando entre as zonas Centro-Ibérica, a nordeste, e Sul-Portuguesa, a sudoeste. É uma unidade muito complexa e que tem suscitado polémica relativamente à definição dos seus limites e das suas subdivisões principais, ao estabelecimento de correlações estratigráficas, à interpretação do significado geodinâmico de algumas unidades e ao reconhecimento, ou negação, da existência de testemunhas de um ciclo orogénico pré-varisco, foto 1.

Mapa 1

Foto 1 –A evolução geodinâmica da ZOM pode ser separada em dois grandes ciclos: ciclo precâmbrico e ciclo paleozóico. O Precâmbrico pode ser subdividido em duas fases distintas, uma pré-orogénica e outra sin-orogénica. No ciclo do Paleozóico, por sua vez, podem ser consideradas uma fase de “rifting” intracontinental (Câmbrico), uma fase de margem continental passiva (Ordovícico – Devónico) e uma fase sin-orogénica varisca (essencialmente, ao longo do Carbónico). Tanto no contacto com a ZCI, no limite norte, como com a ZSP, a sul, foram  encontradas evidências da presença de zonas de sutura, testemunhando o fecho de antigos oceanos.

Domínios da Zona de Ossa-Morena

A Zona de Ossa Morena é bastante mais complexa que zonas contíguas do Maciço Ibérico, possuindo uma grande heterogeneidade paleogeográfica, metamórfica e tectónica. Foi, por isso, compartimentada em diversos sectores com características tectonoestratigráficas distintas. Com base nos trabalhos geológicos, Foto 2,  apresenta a seguinte divisão para ZOM:

  • Domínio da Faixa Blastomilonítica;
  • Domínio de Alter do Chão – Elvas;
  • Domínio de Estremoz – Barrancos;
  • Domínio de Évora – Beja;
  • Complexo Ofiolítico de Beja – Acebuches.

Évora mapa.jpg

Foto 2 – Diferentes domínios da ZOM.  O Domínio de Évora-Beja distingue-se dos restantes pela grande abundância de maciços plutónicos variscos. Estes corpos ígneos são de composição essencialmente granitóide, no Maciço de Évora, e básica, no Maciço de Beja. Neste domínio, podem encontrar-se os afloramentos mais contínuos do Proterozóico e Paleozóico inferior, nos quais ficaram registadas duas fases de deformação varisca. Para sudoeste, observa-se com importância progressivamente maior uma fase de deformação precoce, acompanhada de um evento metamórfico de alta pressão, relacionado com a instalação do Complexo Ofiolítico de Beja – Acebuches. O tipo de metamorfismo é geralmente de baixo grau, embora ocorram alguns complexos com características de baixa pressão – alta temperatura, com graus metamórficos médio a alto.

Magmatismo

A ZOM, sendo uma unidade tectono-estratigráfica independente, tem características de magmatismo distintas das zonas envolventes. O plutonismo difere do da ZCI pela relativa abundância de intrusões básicas e intermédias, pela menor dimensão das intrusões e pelo intervalo alargado de tempo em que ocorreu magmatismo, do Neoproterozóico ao Pérmico superior.

Esta atividade magmática extensa foi dividida em três episódios principais, relacionados com os ciclos tectónicos do Neoproterozóico e do Paleozóico. Assim, podem classificar-se os episódios magmáticos como pré-variscos, variscos e pós-variscos.

Magmatismo varisco

Na parte espanhola da ZOM, o magmatismo varisco mais bem conhecido encontra-se representado por um conjunto de plutões nas unidades do Anticlinal de Olivença e na faixa metamórfica de Aracena.

Em Portugal, o magmatismo varisco da ZOM aflora em três grandes zonas: Maciço de Beja, Maciço de Évora e Maciço do Nordeste Alentejano.   Tanto no Maciço de Évora (ME) como no Maciço do Nordeste Alentejano, o magmatismo varisco está representado por um grande número de plutões de granitóides sin e tardi a pós-cinemáticos.

O Maciço de  Évora é composto por uma grande variedade de maciços plutónicos implantados no Carbónico inferior. Predominam os tonalitos e granodioritos, os quais são frequentemente acompanhados por granitos, mas também se regista a presença de corpos gabro-dioríticos. Este último aspeto sugere uma participação mantélica na génese do plutonismo. A associação de granitóides com rochas de proveniência mantélica pode significar um período de extensão crustal. A maioria destes plutões foi afetada pela segunda fase de deformação varisca, como é o caso dos maciços de Évora – S. Manços, Divor, S. Miguel e Redondo e, consequentemente, apresentam “gnaissosidade”.

Maciço dos Hospitais

Nas proximidades de Montemor-o-Novo, ocorre um conjunto de afloramentos tonalíticos, sendo o mais importante o de Hospitais. Estes tonalitos ter-se-ão instalado entre as duas fases principais de dobramento varisco. O Maciço de Hospitais é um corpo plutónico elíptico, orientado na direção WNW – ESE. É intrusivo no complexo gnaisso-migmatítico, apresentando uma foliação moderada coplanar com os gnaisses e migmatitos envolventes, devido a uma cristalização sin-tectónica, Foto 3.

Évora mapa 1

Foto 3 – Maciço de Évora e a localização do Maciço de Hospitais,  constituído essencialmente por tonalitos, embora pareça estar geneticamente relacionado, quer com rochas gabróicas, quer com rochas mais ácidas, aflorantes em zonas próximas.

Corresponde a um corpo ígneo tonalítico homogéneo.

Frequentemente é possível observar uma foliação (WNW-ESE, pendente para NE ou subvertical) marcada pelo alinhamento de minerais máficos (biotite e anfíbola) e de encraves dioríticos.

O Maciço dos Hospitais, Foto 3, relaciona-se geneticamente com pequenas intrusões gabróicas, localizadas entre Évora e Montemor-o-Novo, através de processos de diferenciação e cristalização fracionada a partir de magmas básicos calco-alcalinos, que evoluem para líquidos magmáticos intermédios com composições tonalíticas. No entanto, também é considerada a hipótese de um contributo crustal, embora limitado, na evolução dos magmas básicos para magmas intermédios, Foto 4.

Tonalito - esquema (Montemor-o-Novo)

Foto 4Tonalito e a classificação de Albert Streckeisen. No esquema proposto, a representação do modo utiliza os diagramas triangulares. Os três componentes definidores de um destes diagramas podem corresponder à totalidade de um sistema definido a três componentes ou a parte de um outro, mais complexo que necessita então de adequada representação gráfica, diferente desta. Q – engloba o quartzo e outros polimorfos de sílica eventualmente presentes; A – reúne todos os feldspatos alcalinos presentes na rocha (ortóclase, microclina, albite, sanidina, ortóclase e pertites); P – reúne todas as plagióclases com exceção da albite, isto é, as sódico-cálcicas, as calco-sódicas e a cálcicas (oligóclase, andesina, labradorite, bytownite e anortite). O Tonalito é um plutonito essencialmente feldspático com plagioclase calco-sódica, biotite, horneblenda e algum quartzo.

Mesoscopicamente, o tonalito do Maciço dos Hospitais apresenta anisotropia forte marcada pela alternância de bandas predominantemente félsicas com bandas máficas (com cerca de 2 – 5 mm de espessura) e pela orientação preferencial dos cristais subédricos de plagioclase. A textura é equigranular, sendo a dimensão típica dos grãos minerais de 2 a 3 mm. Os minerais primários mais abundantes são a plagioclase (por vezes, intensamente sericitizada ou saussuritizada), o quartzo, a horneblenda verde – castanha e a biotite (tipicamente, muito alterada), Foto 5.

Maciço dos Hospitais

Foto 5 – Fotos do Tonalito do Maciços dos Hospitais em Montemor-o-Novo. Este Maciço dos Hospitais, situado perto de Montemor-o-Novo, corresponde a um corpo plutónico elíptico com cerca de 13 km de comprimento e 7 km de largura, alongado segundo a direção WNW-ESE e concordante com a orientação regional das estruturas variscas.

O Maciço de  Évora é composto por uma grande variedade de maciços plutónicos implantados no Carbónico inferior como é o caso do Maciço dos Hospitais. Predominam os tonalitos e granodioritos, os quais são frequentemente acompanhados por granitos, mas também se regista a presença de corpos gabro-dioríticos. Este último aspeto sugere uma participação mantélica na génese do plutonismo.

Fontes consultadas:

ARAÚJO, A. (1995) – Estrutura de uma Geotransversal entre Brinches e Mourão (Zona de Ossa Morena): Implicações na Evolução Geodinâmica da Margem Sudoeste do Terreno Autóctone Ibérico. Tese de Doutoramento, Universidade de Évora.

Moita P. 2007. Granitóides no SW da Zona de Ossa Morena (Montemor-o-Novo –
Évora): Petrogénese e Processos Geodinâmicos. Tese de Doutoramento, Universidade
de Évora.

Granito de Valpaços

O plutão de Valpaços está situado numa área localizada no nordeste de Portugal, na província de Trás-os-Montes e Alto Douro, distrito de Vila Real.

Granitos da ZCI

A diversidade de granitoides presentes na ZCI, levou à necessidade de estabelecer classificações de acordo com dados: geológicos, geoquímicos, geocronológicos e estruturais.

Com base em dados geológicos e tectono-metamórficos, definem-se três intervalos de idades relativamente à fase D3, colocando os granitoides sin-D3 no intervalo temporal 320 – 310 Ma, os tardi-D3 no intervalo 310 – 305 Ma, os tardi a pós-D3 com cerca de 300 Ma e finalmente os pós-D3 com 300 – 290 Ma, Foto 1.

Mapa 123

Foto 1 – A tectónica da cadeia Varisca apresenta um caráter polifásico, reconhecido por vários autores em que na ZGTM se manifesta por estruturas que resultam da atuação de três fases de deformação dúctil (D1, D2, D3) e por uma fase frágil, D4. As fases D3 e D4 correspondem ao período pós-colisional, que decorre desde o Carbonífero Médio ao Pérmico, sendo durante a fase D3 que ocorre a instalação da maioria dos granitoides da Zona Centro-Ibérica (ZCI) designados por sin-tectónicos (sin-D3).  O período pós-D3, ter-se-á iniciado no Carbonífero Superior e terá continuado até ao Pérmico. As fases tardi-variscas ocorreram entre os 300 Ma e os 270 Ma.

O plutão de Valpaços, Foto 2,  é constituído por um granito de duas micas de grão grosseiro com tendência porfiróide com ocorrências de pequenos afloramentos/stocks de uma fácies de granito moscovítico fino, o granito de Lagoas. O plutão apresenta um contorno aproximadamente circular e contacta a Norte/Nordeste com granitos sin-tectónicos, instalados ao longo do antiforma Lamarcos – Torre Dona Chama e nos restantes limites com metassedimentos de idade Silúrica.

Mapa F1.jpg

Foto 2 – As rochas metassedimentares, correspondem em extensão e descrição ao sub-domínio Peritransmontano. Nesta diversidade litológica, as litologias surgem vulgarmente em intercalações finas onde dominam os filitos, os metagrauvaques e em menor quantidade metapsamitos imaturos. As formações encaixantes do plutão de Valpaços correspondem às formações designadas por Formação de Filitos Cinzentos (FXC), Formação dos Quartzitos Superiores, Formação dos Xistos Superiores, e Formação dos Xistos e Grauvaques Culminantes, respetivamente do topo para a base, e estão inseridas no Domínio Parautóctone Superior do Complexo de Mantos Parautóctones de idade Silúrica Inferior. Os granitos da região de Valpaços, são de idade varisca (tardi a pós-tectónicos relativamente à fase D3) e correspondem a granitos de duas micas com mais ou menos biotite, apresentando todos, fácies e mineralogias idênticas, com caráter intrusivo e discordante relativamente às estruturas. Os granitos que bordejam a faixa norte do plutão de Valpaços, associados à antiforma Lamadarcos – Torre de D. Chama, são granitos que se diferenciam essencialmente em função da textura e granulometria, uma vez que possuem mineralogia idêntica. Assim ocorrem fácies porfiróides de grão grosseiro a médio, de duas micas com intensidade de deformação variável.

Granito de Valpaços

A mancha do plutão de Valpaços, é constituída por um granito de duas micas de grão grosseiro, porfiróide, com megacristais de microclina (com aproximadamente 3 cm de comprimento), apresentando um padrão de ocorrência mineral homogéneo em toda a sua extensão, Foto 3. Dispersos pelo plutão, foram observados encraves, de tamanho reduzido (centimétrico), essencialmente biotíticos com silimanite, que ocorrem com contactos bem definidos no granito, e se apresentam com forma alongada e achatada. Esporadicamente, ocorrem também, estruturas do tipo schlieren, formadas por bandas de espessura centimétrica, de concentrações de minerais micáceos com predominância biotítica.

Granito de Valpaços (Valpaços)-2

Foto 3 – Granito de Valpaços. Granito predominante, moscovítico-biotítico, porfiróide de grão grosseiro.

Granito de Lagoas

Localmente, no centro do plutão, bem como na bordadura NNW, ocorrem pequenas manchas, de um granito moscovítico de grão fino, granito de Lagoas, que se encontra também representado numa pequena mancha no interior do granito de Sá. Estas ocorrências são intrusivas nos granitos, e são as mais recentes nesta área. O granito de Lagoas apresenta composição química e mineralógica semelhantes ao granito de Valpaços, o que sugere terem tido condições petrogenéticas e de formação semelhantes. De destacar a ocorrência esporádica de pequenos aglomerados de turmalina, com disposição difusa, podendo atingir até 2 cm de diâmetro. Frequentemente, é também observável neste granito um aspeto “enferrujado” por oxidação resultante da presença de sulfuretos, Foto 4.

Granito de Lagoas (Valpaços)-2

Foto 4 – Granito de Lagoas – moscovítico e de grão fino. Ambos os granitos se caraterizam por apresentarem um caráter leucocrata, sendo que no granito de Valpaços se observa biotite, como único mineral máfico, bem como encraves micáceos essencialmente biotíticos. No granito de Lagoas a biotite é rara e é possível encontrar aglomerados difusos de turmalina.

Geomorfologia

Existe uma relação direta entre as várias fases de consolidação de um magma granítico e a definição de um conjunto de características que condicionam o desenvolvimento de determinadas morfologias, ao longo do processo de instalação e após a exposição à superfície.

Durante o processo de ascensão do magma granítico, o seu arrefecimento e consolidação, é possível identificar estruturas e texturas que se vão desenvolvendo sequencialmente, por ação de dois tipos de tensão, que atuam de forma diferenciada nas diversas etapas: a tensão litostática ou confinante (cuja magnitude diminui gradualmente à medida que nos aproximamos da superfície) e a tensão dirigida ou tectónica, que atua apenas durante a implementação dos corpos magmáticos. Estas características estruturais estão relacionadas com o desenvolvimento de morfologias graníticas específicas a uma grande escala grande (formas de pormenor), escala intermédia e uma escala pequena (formas maiores), Foto 5.

Formas 1Foto 5 – Formas maiores (A) : Doma granítico; Formas de pormenor : (B) Tafoni, (C) pseudo-estratificação e (D) Bloco com pias.   Afloramentos do Granito de Valpaços.

Durante a etapa protoclástica (trituramento ocorrido entre os cristais de uma rocha ígnea, durante o seu processo de cristalização) são especialmente relevantes as relações entre a zona de contacto do corpo intrusivo e a rocha encaixante, onde ocorre o arrefecimento mais acentuado do magma e se desencadeia a consolidação do mesmo.

Aqui, a rocha recém consolidada é afetada por fragmentação induzida por cisalhamento, originando um sistema de fraturas e falhas com padrões regulares, associados à zona de contacto intrusão/encaixante, e que, posteriormente, por ação da meteorização, dará origem a estruturas de descamação (sheet structures). Estas estruturas associam-se, ao nível morfológico, às formas designadas por pseudo-estratificação, exfoliação, laminação ou disjunção esferoidal, Foto 6.

Sheet structures 1

Foto 6 – Tafoni no Granito de Valpaços.  1 – ascensão do “mush” granítico num regime com domínio da tensão dirigida; 2 – As tensões dirigidas em ambiente endogénico conduzem à formação de “sheet structures” responsáveis pelo aparecimento do pseudo-bedding dos granitos; 3 – Na etapa elástica, com o início da meteorização, a partir das descontinuidades existentes anteriormente, desencadeia-se o processo de “migração de cargas” ; 3a – Detalhe do processo de migração de cargas. Este processo de concentração e migração de cargas por alteração superfícial permite a formação de “Pias” e “Tafoni” ainda em ambiente endogénico; 4 – Etapa epigénica (à superfície) com processos de meteorização.

Durante a etapa elástica, com o início da meteorização do maciço rochoso, a partir das descontinuidades previamente definidas, desencadeia-se um processo designado de “migração de cargas”. Este processo produz um aumento da pressão litostática em pontos específicos dos blocos, com concentração das cargas nesses pontos, originando ao seu redor áreas de plastificação. Como consequência ocorre a deterioração textural da rocha e a consequente meteorização preferencial nessas zonas ocorrendo desta forma a formação de formas tipo “Pias” e “Tafoni”. Por fim a etapa epigénica desenvolve-se em ambiente superficial, onde dominam os processos de meteorização das rochas e remoção dos produtos de meteorização, colocando em evidência os elementos morfológicos elaborados nas etapas anteriores.

Estas formas são designadas endógenas, em virtude das características que as definem existem anteriormente à sua exposição à superfície por ação da meteorização. Às formas originadas em consequência da meteorização química em ambiente sub-superficial (sob o manto de alteração) e sem relação com a estrutura do material, é atribuída a designação geral de formas primárias exógenas (por exemplo, as superfícies de corrosão química – etchsurfaces).

Tafoni

Apresentam abertura principal, por vezes de grande dimensão, sendo a cavidade interior com vários nichos formados rapidamente durante o processo genético, Foto 7. Estes ninhos oferecem uma maior proteção ambiental às condições externas de temperaturas, humidade, etc.

Tafoni (esquema 1A )

Foto 7 – Estas formas são diretamente relacionadas com a concentração de cargas em zonas pontuais do maciço (A) , tal como no caso das Pias, o que proporciona zonas de fragilidade na rocha, favoráveis à atuação de processos de alteração e desagregação. Este é o modelo que melhor explica a origem destas estruturas (pias e tafoni) apresentada por Vidal Romani e designado o modelo de “concentração de cargas” ou “Stress concentration effect”.

A evolução subaérea dos tafoni processa-se em várias fases. Numa primeira fase verifica-se uma desagregação acentuada da rocha, quer granular, quer em forma de pequenas “palhetas”, por ação da presença de água e sucessão de períodos de humidificação e dessecação da superfície. Posteriormente, a cavidade interior (Foto 7, B,C e D),  deixa de evoluir de uma forma homogénea e uniforme, passando a observar-se várias frentes de avanço da alteração, cada uma delas evoluindo individualmente. Algumas destas frentes atingem o exterior do bloco, originando novas aberturas, podendo, no entanto, continuar a evolução do tafoni nas outras frentes. Finalmente, numa última fase, ocorre uma desagregação da forma do tafoni e a redução geral dos processos de desagregação no interior da cavidade, igualando em velocidade os que se processam no exterior da mesma, menos efetivos.

Fonte Consultada:

Vidal Romani, J. (1991) – Paisaxes de Galicia. Gráficas R.S.S.A, La Corunã.

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