A Bacia Lusitaniana é uma bacia de natureza sedimentar localizada no bordo oeste da Península Ibérica. O início da deposição sedimentar deu-se durante o Triássico (27-201 Ma) e estendeu-se até ao Cretácico Superior (100 – 66 Ma), sendo a maioria dos sedimentos de idade Jurássica. Estes sedimentos estão particularmente bem representados na região de Peniche (Foto 1), exibindo uma excelente exposição subaérea de sedimentos carbonatados e detríticos ao longo do seu litoral
Foto 1 – Arenitos grosseiros, depositados em ambiente fluvial durante o Jurássico Superior. Nestes arenitos os grãos tiveram origem em zonas emersas, tendo sido transportadas em direção à foz desses rios. No seio destes sedimentos é possível observar grãos feldspáticos rosados, semelhantes aos feldspatos presentes no granitos paleozoicos encontrados na Berlenga.
Nas arribas a Sul da Praia de São Bernardino, vemos também os canais de areia amarelada e as argilas avermelhadas ou acinzentadas das planícies de inundação dos rios do Jurássico Superior (Foto 2).
Foto 2 – Estratos de Argilitos de Arenitos apresentando fragmentos de carvão. Deposição em ambiente fluvial durante a fragmentação da Pangea durante o Mesozoico.
A partir da Praia de São Bernardino, em direção a Sul, a sedimentação passa a ser claramente de cariz continental, sendo considerada o início da Formação da Lourinhã. Esta Formação da Lourinhã, datada do Jurássico Superior (cerca de 152 milhões de anos) apresenta estratos formados em ambiente fluvial, por antigos rios tipo meandriforme. O acarreio sedimentar destes cursos de água foi essencialmente composto por areias e argilas, originando a formação de arenitos e argilitos. O cariz sedimentar fluvial de toda a sequência e o desenvolvimento das condições ideias para a fossilização, conduziu a que atualmente sejam frequentemente encontrados restos de vertebrados fósseis, assim como, restos de outros organismos terrestres. Entre os vários achados fósseis, destaca-se várias descobertas de fósseis de dinossauros, como elementos ósseos e pegadas.
O afloramento na Serra da Freita onde se localiza a Cúpula Granítica, Foto 1, é abrangida pela folha 13-D, Oliveira de Azeméis, da Carta Geológica de Portugal, à escala 1: 50 000. Este afloramento faz parte da Serra da Freita, situada na freguesia de Albergaria da Serra, em Arouca, distrito de Aveiro.
Foto 1 – Cúpula Granítica da Feita – O granito da Freita é um granito varisco, sin-tectónico, intrusivo em formações de Supergrupo Dúrico-Beirão ante-ordovícico. Este granito apresenta-se sob a forma de um relevo residual, saliente da paisagem, como, de resto, acontece um pouco por todo o planalto da serra da Freita. Esta rocha designada de granito da serra da Freita, é uma rocha magmática sin-tectónica, leuco a mesocrata, de textura fanerítica e de grão médio. Apesar de estar descrito como um granito de duas micas, curiosamente, neste local, existe um claro domínio da moscovite em relação à biotite.
Associadas a estas paisagens na Serra da Freita estão as formas graníticas. A génese e evolução destasformas graníticas foi proporcionada por um conjunto de fatores (de ordem climática,litológica e estrutural), interligados entre si, que se conjugaram para o aparecimento de uma enorme variedade de formas, que podem ser subdivididas em dois grandes grupos: as formas de pormenor, de dimensão centimétrica a métrica (pias, tafoni, fendas e sulcoslineares) e as formas maiores, de dimensão hectométrica ou quilométrica (tors, castle koppie, domos ou cúpulas rochosas e alvéolos).
A Hidrologia é a ciência que estuda a água; no seu sentido mais lato, aborda a ocorrência, distribuição, movimento e composição química dos diversos tipos de água existentes no planeta. Da totalidade dessa água, 97% encontra-se nos oceanos. Os restantes 3% correspondem à água doce e distribuem-se da seguinte forma: estão contidos nos glaciares e icebergues 77%, compõem as águas subterrâneas 22%, equivalendo a última porção de 1% aos lagos (61%), à atmosfera e solos (39%) e aos rios (< 0,4%). A água subterrânea é a que circula maioritariamente na chamada “zona saturada”. Esta situa-se abaixo do nível de água, encontrando-se todos os seus vazios preenchidos por água subterrânea; quanto à zona não saturada (ou vadosa), localiza-se entre o nível de água e a superfície do terreno, estando os poros parcialmente preenchidos por ar, vapor de água e água.
Ao longo do seu percurso, a água subterrânea interage com o solo e as formações geológicas, dissolvendo e incorporando substâncias, pelo que é mais mineralizada do que a água superficial. A fim de proceder ao seu aproveitamento para consumo e atividades humanas, a água subterrânea pode ser extraída do solo e das rochas através de poços e furos de captação.
Águas minerais naturais são, para o especialista das águas subterrâneas, as que, por qualquer especificidade físico-química, se distinguem das águas normais de uma dada região. São em geral, mas não necessariamente, águas de circulação profunda e/ou de circuito hidrogeológico longo. As características distintivas mais frequentes são a mineralização e/ou a temperatura elevada. O seu arrefecimento deve-se à mistura com águas frias ou à perda de calor por condução térmica associada a fenómenos de convecção.
Quanto às nascentes, estão frequentemente relacionadas com sistemas hidrogeológicos condicionados pelas condições tectónicas e morfoestruturais. A presença de estruturas tectónicas (especialmente falhas afetando zonas profundas da crusta) origina zonas de escoamento preferenciais, tais como fissuras, diaclases ou falhas.
Caldas de Carlão e São Lourenço
A região Norte de Portugal é a mais rica em ocorrências hidrominerais, quer pela sua quantidade, quer pela diversificação do seu quimismo. Em Portugal continental a grande maioria das águas hidrominerais (com temperaturas de emergência entre os 20 ºC e os 76 ºC) encontram-se localizadas na região Norte e Centro do País.
Relativamente ao aproveitamento geotérmico, na maioria dos casos a temperatura das águas minerais é inferior a 20 °C, pelo que são consideradas “águas frias”. No pólo hidromineral de Chaves ocorrem as águas mais quentes do território continental, com temperatura de aproximadamente 73 °C. O aproveitamento geotérmico é feito principalmente no aquecimento do espaço balnear das Caldas de Chaves. Ao nível das águas minerais de Trás-os-Montes e Alto Douro, também é reconhecido potencial geotérmico nos polos hidrominerais de Moledo, Carlão, São Lourenço, Carvalhelhos e Seixo de Ansiães, embora, até hoje, não se tenham aí efetuado quaisquer tipos de aproveitamentos da energia geotérmica nem a qualificação do recurso como geotérmico.
Uma classificação possível
As águas minerais subterrâneas portuguesas são classificadas em nove tipos hidrogeoquímicos bem definidos, a saber: Bicarbonatada sódica, cálcica e/ou magnesiana; Cloretada sódica; Cloretada sódica em ambiente metalífero; Gasocarbónica; Sulfatada cálcica em ambiente evaporítico; Sulfatada cálcica em ambiente metalífero; Sulfúrea sódica; e Oxidrilada (esta última apenas para a água termal de Cabeço de Vide).
Caldas de Carlão
As Caldas de Carlão localizam-se na região de Trás-os-Montes e Alto Douro, pertencendo ao distrito de Vila Real (concelho de Murça). A uma altitude próxima dos 200 m, este polo hidromineral engloba diversas emergências de águas termais, que desde tempos longínquos têm sido utilizadas com fins terapêuticos, Foto 1.
Foto 1 – Sob o ponto de vista químico, as águas de Carlão são águas sulfúreas, bicarbonatadas, sódicas e fluoretadas, que emergem a uma temperatura de 30ºC. São exploradas com fins medicinais, estando indicadas no tratamento de doenças dermatológicas, reumáticas, músculo-esqueléticas, respiratórias e digestivas através de balneoterapia e ingestão.
O sistema aquífero hidromineral das Caldas do Carlão tem origem nas águas meteóricas que se infiltram em pontos de cotas elevadas na região envolvente. As águas circulam a profundidades médias e têm tempo de residência elevado, dado que são praticamente desprovidas de trítio. A circulação tanto superficial como subterrânea dá-se de preferência de NE para SW. Várias emergências sob a forma de nascentes ocorrem na base da encosta norte do vale encaixado do rio Tinhela, próximo da zona de contacto entre xistos e granitos. Estão no geral associadas a zonas de interseção das duas famílias de falhas predominantes, caracterizadas por corredores de intensa fraturação. O ambiente litológico no qual se enquadram as Caldas de Carlão é constituído por granitos variscos sintectónicos que intruíram os metassedimentos do Supergrupo Dúrico-Beirão (Complexo Xisto-Grauváquico). As nascentes surgem próximo da zona de contacto entre estes granitos e a Formação da Desejosa – Grupo do Douro ( integrada no Supergrupo Dúrico-Beirão). Em consequência da ação das tensões inerentes à orogenia alpina (Mesozoico) formou-se uma rede de falhas orientadas NNE-SSW, NE-SW e NW-SE, cortadas por outras, transversais, que dividiram aquele maciço em blocos.
Caldas de São Lourenço
O contexto geológico das Caldas de São Lourenço, a sul das Caldas de Carlão e localizadas na margem esquerda do rio Tua, é marcado sobretudo pela ocorrência de quartzodioritos e de tonalitos, Foto 2.
Foto 2 – Caldas de São Lourenço (Concelho de Carrazeda de Ansiães – distrito de Bragança). É uma água sulfúrea do sub-grupo de pH inferior a 8.35. ( Estudo físico-quimico das águas das termas de S. Lourenço, Direcção Geral de Geologia e Minas, Janeiro de 1993). As águas sulfúreas, invulgares a nível mundial, são contudo o tipo hidrogeoquímico predominante em Portugal Continental, podendo ser encontradas sobretudo na Zona Centro-Ibérica. Fotografias de Tonalito e afloramentos do Granodiorito de São Lourenço.
A rocha xistenta como micaxisto biotítico com mica branca, lépido-granoblástico médio a grosseiro, atravessado por vénulas de quartzo granular dispostas a favor da foliação da rocha. A rocha granítica, que representa a maioria da área, corresponde a um granito varisco de duas micas, sin-tectónico relativamente a D3, de grão fino a médio. Por vezes regista a presença de turmalina, e também de massas feldspáticas de pequenas dimensões, Foto 3.
Foto 3 – A zona de contacto entre as rochas do Supergrupo Dúrico-Beirão e os granitos é atravessada por diversos filões quartzosos e aplitopegmatíticos. A intrusão aplito-pegmatítica desempenhou um papel fundamental constituindo a via de circulação da água mineral. Afloramento do Granodiorito de São Lourenço que aflora nas imediações da localidade de Franzilhal (concelho de Alijó), onde ocorrem diversas intrusões de granitóides variscos, cujas fácies principais correspondem ao granito fino de Franzilhal e aos granito de grão médio a grosseiro de Vilar de Maçada. A fraturação NNE-SSW condiciona a emergência das águas sulfúreas de São Lourenço.
Decorrente principalmente de fatores de natureza geológica, a região de Trás-os-Montes e Alto Douro é impar no panorama dos recursos hidrominerais portugueses, não só pelo elevado número de emergências conhecidas, mas também pela significativa diversidade de tipologias hidroquímicas.
Desde os usos efetuados há longa data em práticas terapêuticas populares, até às modernas práticas de exploração termal e de bem-estar, ao engarrafamento (no caso das águas minerais gasocarbónicas) e à utilização geotérmica (mais recentemente), estas águas têm sido aproveitadas, embora de forma muito desigual.
Acciaiuoli, L. M. C., 1952. Le Portugal Hydromineral, Direction Générale des Mines et Services Géologiques, Lisbonne, Vol.I, pp. 284.
Calado, C., 2001. A ocorrência de água sulfúrea alcalina no Maciço Hespérico: quadro hidrogeológico e quimiogénese. Tese de Doutoramento, Universidade de Lisboa.
As Formações ferríferas Pré-Câmbricas, conhecidas genericamente como formações ferríferas bandadas (Banded Iron Formation – BIF), são únicas ao longo do registro sedimentar, face aos processos de formação (não atualísticos) e às potencialidades minerais.
Formação ferrífera é uma rocha sedimentar química rica em ferro com ocorrência delimitada a determinados intervalos do tempo geológico, em especial no registro estratigráfico do inicio do Pré-câmbrico. A denominação teve origem nas descrições de depósitos da região do Lago Superior (Canadá) como uma rocha enriquecida de ferro (iron-bearing rock). Posteriormente estas formações ferríferas foram definidas como “um sedimento químico, finamente laminado, com 15% ou mais de ferro de origem sedimentar, podendo apresentar, comumente, mas não necessariamente, camadas de chert”. A maioria das formações ferríferas contém cerca de 30% em peso de ferro, normalmente na forma de óxidos, além de sílica.
Os registros de formações ferríferas mais antigos conhecidos são os da região de Isua, oeste da Groenlândia, datados de 3,8 Ga e relacionados a núcleos cratónicos do Arcaico, Figura 1. Outros exemplos de idade arcaica ocorrem associados a sequências do tipo greenstone belt, com idades entre 3,5 a 2,5 Ga, nos quais se inserem as ocorrências do Grupo Nova Lima de Minas Gerais, Brasil. O registro das maiores ocorrências (em tamanho e volume de depósito) ocorreu há aproximadamente 2,5 Ga, devido ao tamanho das bacias de Hamersley, na Austrália, situado entre 2,6 a 2,45 Ga, assim como de Transvaal, na África do Sul, de idade aproximada entre 2,5 a 2,3 Ga. Associados a esse intervalo de tempo encontram-se os depósitos brasileiros do Grupo Itabira, no Quadrilátero Ferrífero, e Grão Pará, na Serra dos Carajás.
Figura 1 – Abundância das formações ferríferas ao longo do Pré-câmbrico. O tempo decorre da esquerda para a direita. O eixo das ordenadas, não quantificado, representa uma estimativa subjetiva da abundância, relativa ao volume de depósitos do Grupo Hamersley. É marcante a interrupção da deposição ferrífera por volta de 1,8 Ga, com o retorno das ocorrências destas formações no Neoproterozóico, entre 0,8 e 0,6 Ga, geralmente associadas a depósitos de glaciares. As formações ferríferas do intervalo de tempo compreendido entre 3,8 e 1,8 Ga são mineralógica e quimicamente similares, constituídas por hematite, magnetite, sílica e carbonatos, sendo o mais comum a siderite, localmente pirite, e outros minerais indicativos de condições anóxicas durante a deposição.
Origem e evolução
A inexistência de ambientes modernos de deposição de formações ferríferas dificulta a formulação de modelos genéticos, de tal forma que não há consenso sobre os mecanismos de precipitação, génese das bandas, influência de processos biológicos assim como a proveniência do ferro.
Atualmente, as águas oceânicas contém menos de uma parte por bilhão de Fe, em virtude de o ferro ser relativamente insolúvel na sua forma oxidada (Fe³+). A maior parte das formações ferríferas são mais antigas que 1,8 Ga e admite-se que estas foram formadas num período que a atmosfera tinha pouco oxigénio livre e as águas marinhas continham abundancia de (Fe²+). Este ferro precipitou-se em regiões de correntes ascendentes ao entrar em contato com águas superficiais oxidantes. Segundo alguns geocientistas a proliferação de organismos fotossintetizantes terá sido o responsável pelo aumento do teor de oxigénio dos oceanos e, consequentemente, pela deposição de ferro na sua forma oxidada (Fe³+).
De acordo com a hipótese Snowball Earth, os BIFs neoproterozóicos surgiram em consequência da acumulação de ferro dissolvido nos oceanos, isolados da atmosfera por espessa camada de gelo que recobriu a Terra. A precipitação das formações ferríferas, de acordo com o mencionado modelo, teria se dado após o degelo, com a mistura de águas ricas em ferro dissolvido com águas oxigenadas, provavelmente por meio de circulações oceânicas associadas a correntes ascendentes.
Três condições básicas para o sítio deposicional têm sido apontadas como necessárias para a deposição da formação ferrífera: estabilidade tectónica por período de aproximadamente um milhão de anos, suficiente profundidade e geometria do corpo de água que permita a livre circulação do ferro dissolvido, acrescida ainda da existência de fitoplancton. Essas premissas têm por base a relativa ausência de material epiclástico na maioria das formações ferríferas conhecidas, com raras exceções, Figura 2.
Figura 2 – As BIF são as principais precursoras dos depósitos de ferro mundiais e acumularam-se quase que exclusivamente durante intervalo de tempo pré-câmbrico (3,8-1,8 Ga), em fundos marinhos eoarqueanos (~3,8 Ga) a paleoproterozoicos (~1,9 Ga). Após cerca de um bilhão de anos, as BIF reapareceram brevemente no registro geológico, entre 0,8-0,6 Ga (~0,8 Ga), associadas a períodos de glaciação – Snowball Earth. O período entre ~2,65-1,85 Ga correspondeu ao pico global da sedimentação de ferro. Este pico deposicional máximo das BIF ocorreu na transição Neoarqueano-Paleoproterozoico, com a deposição das BIF da Bacia de Hamersley (~2,5 Ga).
Numa atmosfera oxidante, como a que se desenvolveu ao longo do Fanerozóico, o ferro ferroso (solúvel) oxida-se e passa a ferro férrico, tornando-se insolúvel. Nestas condições, o transporte deste elemento químico dos continentes para o mar faz-se por via detrítica, sob a forma de minerais oxidados, no geral associados às argilas.
As evidências de Vida na Terra durante o Arcaico são encontradas apenas em algumas rochas, mas este facto não significa que não tenha sido abundante. É importante distinguir claramente entre a presença de Vida e a sua preservação. A ausência de fósseis não deve ser interpretada com ausência de Vida. No Éon Arcaico a dificuldade é acrescida pela raridade de rochas e, como tal, do registo fóssil. O conhecimento atual das formas de Vida existentes na Terra durante o Arcaico é baseado em evidências diretas e indiretas. As primeiras referem-se ao conteúdo fossilífero dos estratos sedimentares, enquanto as segundas, resultam de determinações isotópicas de compostos, cuja origem possa ter sido biológica.
Terá o ferro das “BIF” sido precipitado em regiões de correntes ascendentes ao entrar em contato com águas superficiais oxidantes? Terá a proliferação de organismos fotossintetizantes sido responsável pelo aumento do teor de oxigénio dos oceanos e, consequentemente, pela deposição de ferro na sua forma oxidada (Fe³+)?
Blacksmoker 