Maciço Ibérico, W de Portugal

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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 9-35
ISSN: 0213-4497
Pseudotaquilitos e ultramilonitos
associados a faixas de cisalhamento no
Maciço Ibérico (Portugal): implicações para
a geotectónica e a paleo-sismicidade Varisca
Pseudotachylyte and ultramylonite bands in
relation to shear zones of the Iberian Massif
(Portugal): geotectonic and Variscan
palaeoseismicity implications
CHAMINÉ, H. I.1; FONSECA, P. E.2; F. MONTEIRO, J.3; BORGES, F. S.4 &
MUNHÁ, J. M.3
Abstract
Pseudotachylyte is regarded as a friction melt developed during brittle faulting at depths
within the crust that approximate the seismogenic zone. It is a dark, very fine-grained
fault rock, which may intrude as thin veinlets the surrounding gneissic rocks. Our work
aims at studying pseudotachylytes identified in three main sectors of the portuguese
branch of the Iberian Massif (Ossa-Morena Zone). The study took advantage of both field
(geological and structural mapping) and laboratory (mineralogy, petrography, structural
petrology) approaches. In mylonitic gneisses from NW Portugal (Vale Maior region,
Porto–Albergaria-a-Velha–Tomar shear zone), evidence was found for the development
of ultramylonite bands by ductile deformation of pseudotachylyte. In the SW Portugal
(Alvito–Viana do Alentejo region and Vale do Guadiana region), geological mapping has
shown deformed pseudotachylyte and ultramylonite bands in felsic gneisses. In the
gneiss a mylonite shape fabric was produced by a continuous structural event during
retrogression from amphibolite to upper greenschist facies. A microstruture typical of
ultramylonite was produced in these deformed pseudotachylyte bands. These rare occurrences are discussed on the light of the Iberian geology framework in relation to frictional melting mechanisms in major shear zones and as meteoritic impact structures.
Key words: Pseudotachylytes, mylonites, shear zones, tectonics, geodynamics, Iberian
Massif, Portugal.
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 9-35
(1) Departamento de Engenharia Geotécnica do Instituto Superior de Engenharia do Porto. Rua Dr. António
Bernardino de Almeida, 431, P-4200-072 Porto. Portugal, e Centro de Minerais Industriais e Argilas da
Universidade de Aveiro.
(2) Laboratório de Tectónica e Tectonofísica Experimental (LATTEX) e Departamento de Geologia da
Universidade de Lisboa. Ed. C2, 5º piso. Campo Grande. 1749-061 Lisboa. Portugal.
(3) Centro de Geologia e Departamento de Geologia da Universidade de Lisboa. Ed. C2, 5º piso. 1749-061
Lisboa. Portugal.
(4) Centro de Geologia e Departamento de Geologia da Universidade do Porto. Praça de Gomes Teixeira.
4099-002 Porto. Portugal.
CAD. LAB. XEOL. LAXE 28 (2003)
1. INTRODUÇÃO
Os pseudotaquilitos são um tipo especial de rocha, intimamente associados a
falha e/ou a zonas de cisalhamento com
movimentação muito intensa, envolvendo
fenómenos de milonitização extremos e,
por vezes, mesmo de fusão por atrito, e que
possui uma natureza vítrea ou de granularidade muito fina (MAGLOUGHLIN &
SPRAY, 1992; PASSCHIER & TROUW,
1996). Estas rochas, normalmente densas,
são compostas (mesmo à escala submicroscópica) por uma matriz afanítica de material de tonalidade escura com inclusões em
proporções variáveis de fragmentos líticos,
de forma arredondada a angular, da rocha
encaixante (CUREWITZ & KARSON,
1999). No terreno, os pseudotaquilitos são
frequentemente confundidos com rochas
ígneas devido a ocorrerem sob a forma de
veios e de filonetes de aparência intrusiva.
O estudo de rochas muito deformadas
fascina, ainda hoje, a maioria dos geocientistas, desde que foram referenciados, por
LAPWORTH (1885) e CLOUGH (1888)
no País de Gales e na Escócia, um tipo
muito particular, os milonitos. Um subtipo particular destas rochas foi designado
por pseudotaquilito e descrita pormenorizadamente, pela primeira vez, por
SHAND (1916) aquando da caracterização
das rochas gnáissicas do domo de
Vredefort nas redondezas de Parijs (SW de
Joanesburgo, África do Sul). Assim, a
designação de pseudotaquilito (“pseudotachylyte”, SHAND, 1916; MAGLOUGHLIN & SPRAY, 1992; ou “pseudotachylite”,
na grafia da maioria dos autores NorteAmericanos e da África-Austral; e.g.,
KILLICK, 1990; REIMOLD, 1995) foi
Pseudotaquilitos e ultramilonitos 11
dada a este tectonito por ser muito semelhante, quer pelo modo de ocorrência em
estreitos veios de tonalidade muito escura
quer pela sua textura vítrea e matriz afanítica, à rocha ígnea denominada de
taquilito ou vidro basáltico (SHAND,
1916, 1951).
Os vários artigos científicos dados à
estampa, no último século e em particular
no último decénio, evidenciam o espectacular avanço no conhecimento no estudo
dos pseudotaquilitos com o recurso a técnicas analíticas e microscópicas (consultar
o número especial, editado por
MAGLOUGHLIN & SPRAY (1992), da
‘Tectonophysics’ [204, 3/4: 197-337] subordinado à temática “Frictional melting processes and products in geological materials”; e as
sínteses posteriores de REIMOLD (1995)
e de PASSCHIER & TROUW (1996).
Os pseudotaquilitos ocorrem quase
sempre ao longo de superfícies de ruptura
tais como carreamentos, falhas normais e
de desligamento (FAURE & PIN, 1979;
GROCOTT, 1977, 1981; JEGOUZO,
1986; PASSCHIER, 1986a,b; JEGOUZO
& ROSSELO, 1988; MAGLOUGHLIN &
SPRAY, 1992; SWANSON, 1992; LIN,
1994; SPRAY, 1992, 1995, 1997;
DAVIDSON et al., 2003), superfícies de
escorregamento relacionadas com a movimentação de grandes massas de terreno
(MASCH et al., 1985; UI et al., 1986;
LEGROS et al., 2000), e estruturas resultantes do impacto de meteoritos (WILSHIRE, 1971; ERNSTSON et al., 1985,
1987; MAGLOUGHLIN & SPRAY,
1992; REIMOLD, 1995; THOMPSON &
SPRAY, 1996; GIBSON et al., 1997).
Embora haja alguma discussão sobre os
mecanismos de formação e origem dos
12 Chaminé et al.
pseudotaquilitos (e.g., FRANCIS & SIBSON, 1973; SIBSON, 1975; WENK,
1978; MADDOCK, 1983; SPRAY, 1995;
O’HARA, 2001), é do consenso geral que
estes são gerados por mecanismos relacionados com falhas activas, do ponto de vista
sísmico, que envolvem a ocorrência de
atrito rápido e fusão local em rochas geralmente anidras. Assim, os pseudotaquilitos
podem ser considerados como um dos
raros indicadores de paleosismicidade no
registo geológico (SIBSON, 1975; PASSCHIER, 1986b) e todos os estudos sobre
este tipo de tectonitos ganham uma
importância acrescida para inferir as condições físico-químicas e reológicas dos
materiais durante o processo de ruptura
sísmica (e.g., SNOKE & TULLIS, 1998;
O’HARA, 2001). Os modelos reológicos
comummente propostos para a crusta continental indicam que a fusão por atrito
(“frictional melting”) é mais frequente na
crusta superior, de natureza frágil
(SCHOLZ, 1987, 1988; SNOKE &
TULLIS, 1998; RAY, 1999), ou mesmo na
transição dúctil-frágil, e que poderá levar a
uma situação de ruptura dos materiais em
toda a litosfera (O’HARA, 2001; O’HARA & SHARP, 2001). Outras situações
descritas na literatura geológica, estão
relacionadas com desenvolvimento de tectonitos em condições dúcteis da crusta
profunda e em regiões muito complexas e
deformadas (SIBSON, 1980; HOBBS et
al., 1986); desenvolvimento de pseudotaquilitos em condições de grande profundidade em contextos eclogíticos (AUSTRHEIM & BOUNDY, 1994; AUSTRHEIM et al., 1997); e, mesmo, em sismos muito profundos (KANAMORI et
al., 1998).
Dados de campo, de laboratório e de
investigação experimental vieram mostrar
que a designação “pseudotaquilito” tem de
ser encarada como um termo abrangente
que inclui uma gama de situações texturais, que vão desde o ultramilonito até ao
fluido (“melt”), formadas pela libertação
de calor, por pulverização ou por atrito,
devida ao movimento ao longo de uma
zona de falha — >10-1 ms-1 a 1ms-1 (e.g.,
PHILPOTTS, 1964; FRANCIS, 1972;
FRANCIS & SIBSON, 1973; SIBSON,
1975, 1989; GROCOTT, 1977; WENK,
1978; IROUSCHEK & HUBER, 1982;
MADDOCK, 1983; SPRAY, 1987;
SCHOLZ, 1988; MAGLOUGHLIN &
SPRAY, 1992; KOCH & MASCH, 1992;
TECHMER et al., 1992; SPRAY, 1995;
O’HARA, 2001; O’HARA & SHARP,
2001). Nestas condições, o calor gerado é
suficiente para fundir a rocha que depois
solidifica sob a forma de um vidro, dando
lugar aos pseudotaquilitos. Para que estes
se formem, as temperaturas ao longo da
superfície da falha terão que exceder os
~650ºC. Algum do fluido assim originado
pode circular segundo os planos de falhas
menores, ramificando-se desde a superfície, onde se gerou, através da rocha encaixante, formando veios de injecção de
dimensões da ordem dos 10 a 50 mm
(PASSCHIER, 1982b; PASSCHIER et al.,
1990). O pequeno volume de fluido formado sofre, de imediato, um arrefecimento bastante rápido até à temperatura da
rocha encaixante e, como resultado deste
processo, solidifica, transformando-se num
material afanítico de natureza vítrea ou de
grão muito fino.
A matriz dos pseudotaquilitos difere
dos cataclasitos e/ou da brecha de falha,
pois nestes últimos faltam os pequenos
fragmentos líticos inclusos nela, e os fragmentos isolados estão contidos numa
matriz relativamente homogénea (MADDOCK et al., 1987; BOSSIÈRE, 1991;
PASSCHIER & TROUW, 1996).
O termo cataclasito (s.str.) é reservado
para diversos tipos de rochas cataclásticas
coerentes com uma percentagem de
matriz superior a 10% (BORGES, 1996).
Rochas análogas aos cataclasitos, mas em
que a redução granular resultou de processos dúcteis designam-se por milonitos
(e.g., ZECK, 1974; BELL & ETHERIDGE, 1973; WHITE et al., 1980; WISE et
al., 1984; TANAKA, 1992; PASSCHIER et al., 1990; PASSCHIER,
1986b, 1988, 1991).
Convém sublinhar que o estudo destas
rochas são de extrema importância, visto
serem um dos raros indicadores que permitem contextualizar a actividade paleosísmica regional (“paleoseismics activity”
sensu SIBSON, 1975) em épocas anteMesozóica, em particular, nos episódios
tardi- a pós-Variscos do Maciço Ibérico.
2. ÁREAS SELECCIONADAS
No afloramento de Vale Maior (a NE
de Albergaria-a-Velha) identificou-se, pela
primeira vez na região (CHAMINÉ et al.,
1996b; CHAMINÉ, 2000), à escala do
afloramento, a existência de bandas de
pseudotaquilitos e de ultramilonitos que
recortam intensamente os gnaisses do
maciço de Vale Maior. Este enquadra-se,
do ponto de vista geotectónico, na faixa de
cisalhamento de Porto–Tomar (Zona de
Ossa-Morena, ZOM). Para além disso,
foram também objecto de estudo as
regiões de Alvito-Viana do Alentejo e do
Vale do Guadiana (ZOM, SW de
Portugal) (figura 1).
Nesta breve nota, as bandas de pseudotaquilitos e de ultramilonitos foram objecto de uma caracterização minuciosa de
terreno e de laboratório (mineralogia,
petrografia e petrologia estrutural). Foi
ainda estabelecido um quadro síntese destas raras ocorrências no contexto da geologia Peninsular (quadro 1), quer relacionadas com mecanismos de fusão crustal associados a megaestruturas tectónicas Variscas
(e.g., DOBLAS et al., 1983; DOBLAS,
1987; FONSECA, 1995, 1996; CHAMINÉ
et al., 1996; CHAMINÉ, 2000; CASAS et
al., 2000; CHAMINÉ et al., in prep.) quer
como estruturas de impacto meteorítico, como o do caso de Azuara em
Espanha (e.g., ERNSTSON et al., 1985,
1987; ERNSTSON & FIEBAG, 1992;
AURELL, 1994).
3. A REGIÃO DE ALBERGARIA-AVELHA
3.1. Enquadramento geotectónico
regional
O gnaisse blastomilonítico de Vale Maior
(figuras 2 e 3) inclui-se no domínio estrutural designado por alóctone da faixa metamórfica de Espinho–Albergaria-a-Velha ou
‘domínio estrutural 2’ (CHAMINÉ, 2000).
Este estende-se desde os arredores da localidade de S. João-de-Ver até próximo da
localidade de Vale Maior (a Leste de
Albergaria-a-Velha). Neste domínio prevalece um metamorfismo de grau médio,
caracterizando-se por possuir duas litologias bem diferenciadas, correspondendo à
14 Chaminé et al.
Figura 1. Principais ocorrências de pseudotaquilitos na parte portuguesa do Maciço Ibérico (Zona
de Ossa-Morena, W de Portugal). Base geotectónica adaptada de QUESADA et al. (1990).
denominada Unidade de S. João de Ver
(CHAMINÉ et al., 1996b; CHAMINÉ,
2000): na base reconheceram-se metapórfiros e gnaisses blastomiloníticos recortados, localmente, por pseudotaquilitos;
para o topo, em aparente concordância
estratigráfica, ocorre uma sequência de
micaxistos, por vezes granatíferos, e metagrauvaques. Em toda a unidade afloram
também inúmeros corpos anfibolíticos, de
orientação geral NNW-SSE, que são interpretados, globalmente, como basaltos
transicionais do tipo MORB (“mid-ocean
ridge basalts”) com certas afinidades geoquímicas com traquiandesitos e/ou andesitos (cf. PORTUGAL FERREIRA, 1982;
PORTUGAL FERREIRA et al., 1991;
MENDES, 1988; MENDES & MUNHÁ,
1990; CHAMINÉ, 2000).
Esta unidade corresponde à megaestrutura regional, de tectónica do tipo
pelicular, interpretada como carreamento
de S. João-de-Ver (RIBEIRO et al.,
1995; CHAMINÉ et al., 1996b, 1999;
CHAMINÉ, 2000). O contacto Oeste é
geralmente sublinhado por granitóides
variscos de duas micas e/ou corpos aplitopegmatíticos ou, então, é feito por contacto mecânico com os migmatitos e/ou
gnaisses da Unidade de Lourosa inferior. O
contacto Leste corresponde, essencialmente, ao ramo mais ocidental da faixa de
Quadro 1. Síntese dos principais trabalhos com descrições de pseudotaquilitos, relacionados com
megaestruturas tectónicas, no Maciço Ibérico.
cisalhamento de Porto–Tomar. Este contacto é dobrado pela estrutura de Santa
Maria da Feira e intersectado obliquamente a Sul pelo cavalgamento tardio (sin-fase
regional D3 Varisca) sobre a Unidade de
Arada. O contacto é ainda cavalgado, por
acidente tardio, pelas Unidades de
Carvoeiro e do Quartzito 'Armoricano' de
Caldas de S. Jorge, na região de
Mouquim–Carvoeiro (CHAMINÉ et al.,
1995, 1996b, 2000; CHAMINÉ, 2000).
No domínio estrutural em questão
reconhece-se uma xistosidade gerada por
planos de cisalhamento do tipo C–S, dúcteis e, no geral, sub-horizontais. Esta xistosidade penetrativa relaciona-se com a 2ª
fase de deformação regional varisca (D2) e
16 Chaminé et al.
Figura 2. Esboço geológico do sector de Vale Maior, Albergaria-a-Velha (adaptado de
CHAMINÉ, 2000).
retoma uma foliação prévia. Foram cartografados vários locais em que as fases
regionais D1 e D2 são co-planares, registando-se superfícies sub-horizontais com
uma lineação de estiramento forte, de
orientação média N–S. Observou-se, localmente, em litologias metapelíticas, uma
clivagem de crenulação associada com a D3
Varisca regional. O sentido de cisalhamento precoce faz-se globalmente para o
quadrante Norte (NNW) e foi deduzido
através da presença de critérios cinemáticos tais como estruturas sigmóides, planos
de cisalhamento C–S, porfiroclastos σ e δ
em granada, feldspato, micas e quartzo
(figura 3).
3.2. O afloramento de Vale Maior
3.2.1. Quadro geológico local
A Sul de Oliveira de Azeméis regista-se
a ocorrência de rochas gnáissicas de tonalidade acinzentada, de grão médio a fino,
intensamente deformadas. Assinalam-se
ocorrências constituídas por quartzo e
feldspatos, por vezes, com abundante turmalina e, raramente, com granada. A distribuição espacial destas rochas encontrase ligada às zonas superiores do maciço
granítico e são interpretadas como sendo
gnaisses intensamente deformados.
O afloramento de Vale Maior (figura 2)
situa-se próximo da margem direita do
Rio Caima, em Albergaria-a-Velha,
A
B
C
D
Figura 3. Critérios estruturais observados no afloramento gnáissico (A) de Vale Maior, permitindo
inferir um sentido de cisalhamento relativo para o quadrante Norte. Foram diferenciados sistemas
de porfiroblastos δ (B, C) numa matriz de granularidade fina de quartzo, feldspato e micas. Em D
um aspecto textural onde se observam sombras de pressão, preenchidas por fibras de quartzo dispostas em redor de grãos de limonite, onde os critérios microcinemáticos permitem inferir um sentido de cisalhamento para Norte.
correspondendo à parte basal da Unidade
de S. João-de-Ver (CHAMINÉ, 2000). Em
afloramento esta rocha apresenta uma cor
castanha escura e tem textura blastomilonítica com fenoblastos de feldspato; a sua
orientação geral coincide com a foliação
milonítica, NNW-SSE.
Há referências genéricas (e.g., SHARPE, 1849; DELGADO, 1905) sobre a ocorrência de rochas graníticas e gnáissicas,
mas sem qualquer estudo geológico particular, na região entre Oliveira de Azeméis
e Albergaria-a-Velha. SEVERO GONÇALVES (1974) assinalou e estudou petrograficamente, em Vale Maior, corredores
de rochas miloníticas e denominou-os
genericamente como “pórfiros graníticos
deformados”. Em CHAMINÉ (2000), e no
presente trabalho, estes afloramentos
foram considerados como definindo um
18 Chaminé et al.
grupo único e denominados por metapórfiros blastomiloníticos, visto que se localizam ao longo de corredores de cisalhamento, encontrando-se em consequência
transformados em rochas de natureza
gnáissica deformadas a muito deformadas
(blastomilonitos). Afloram como corpos
isolados, longitudinalmente distendidos,
com contactos nítidos com os micaxistos
granatíferos e/ou anfibolitos encaixantes
e são, geralmente, concordantes com
estes. Assinalaram-se também nestes tectonitos rochas típicas de extrema deformação, ou seja, gnaisses recortados por
pseudotaquilitos e bandas estreitas de
ultramilonitos (CHAMINÉ et al., 1996b;
CHAMINÉ, 2000).
Foi efectuado um estudo geocronológico e geoquímico destes materiais gnáissicos característicos de uma série calcoalcalina muito rica em potássio (CHAMINÉ et
al., 1998, 2001; CHAMINÉ, 2000). A
idade U/Pb determinada de ca. 320 Ma
(CHAMINÉ et al., 1998) corresponderá à
instalação da megaestrutura alóctone de S.
João-de-Ver e, assim, será sin-fase regional
D2 a ante-fase regional D3 Varisca.
O presente estudo permitiu destrinçar
e refinar a sequência litológica que se
encontra patente num corte localizado na
margem direita do Rio Caima, de direcção
geral SSE-NNW. Os litótipos considerados foram os seguintes a (CHAMINÉ,
2000): i) contacto tectónico entre filádios
negros (aparentemente incluídos na
Unidade de Arada; cf. CHAMINÉ, 2000 e
CHAMINÉ et al., 2000) e gnaisses muito
deformados da Unidade de S. João-de-Ver;
ii) metapórfiros, de granularidade média a
fina, muito deformados; iii) gnaisses blastomiloníticos, ou seja, rochas essencial-
mente quartzo-feldspáticas intensamente
deformadas, com uma foliação milonítica
forte (D1+2) intensamente recortados por
bandas de pseudotaquilitos e ultramilonitos. Em aparente continuidade tectonoestratigráfica, estes últimos contactam com
os micaxistos granatíferos do topo da
Unidade de S. João-de-Ver.
No afloramento de Vale Maior observase, a todas as escalas, uma deformação
intensa. O seu carácter dúctil é comprovado pela existência duma foliação milonítica subvertical, muito penetrativa, o que
traduz a existência de uma forte movimentação tectónica. Contida nesta foliação, reconhece-se uma lineação de estiramento Norte-Sul.
Este afloramento encontra-se próximo
do ramo Leste da megaestrutura alóctone
de S. João-de-Ver. Ao longo do mesma e,
particularmente, nos gnaisses de Vale
Maior, é possível observar numerosos critérios mesoscópicos para o estudo da
deformação, sendo os mais frequentes os
sistemas de porfiroclastos e/ou de porfiroclastos de feldspato do tipo σ.
Pontualmente, reconhecem-se porfiroclastos do tipo δ, e corredores discretos com
planos de cisalhamento C-S. A todas as
geometrias observadas corresponde um
movimento direito. A partir dos critérios
cinemáticos referidos (por rebatimento
para a horizontal da foliação milonítica e
no quadro tectonoestratigráfico regional)
inferiu-se uma forte movimentação para o
quadrante Norte (N-NNW).
Nos micaxistos granatíferos observaram-se, também, critérios de cisalhamento
do tipo C-S. A geometria dos planos C-S
condiciona a própria litologia, levando à
definição de corpos sigmoidais, com movi-
mento direito; o sentido de cisalhamento
deduzido aponta também para NNW.
3.2.2. Petrografia
O metapórfiro blastomilonítico de
Vale Maior apresenta texturas de deformação gnáissica bem pronunciadas em bandas de moscovite e de quartzo-plagioclase.
A textura blastomilonítica evidencia uma
franca blastese de plagioclase. A matriz
milonítica, materializando os planos de
cisalhamento, apresenta uma forte redução
de grão e posterior recristalização. Os
minerais essenciais são o quartzo, a plagioclase e a moscovite. O quartzo apresenta-se
muito suturado e milonitizado; o feldspato ocorre sob a forma de fenoblastos corroídos e, quando intercrescidos com quartzo,
forma mirmequites; a moscovite é secundária e apresenta-se alinhada segundo a
foliação milonítica. Como minerais acessórios, observam-se a biotite, a turmalina, a
apatite, o zircão, os óxidos de ferro e,
muito raramente, a granada.
3.2.3. Microestructura
Os pseudotaquilitos de Vale Maior
(figura 4) apresentam-se sob a forma de
veios de espessura submilimétrica a centimétrica. Observam-se frequentemente
veios de injecção com uma disposição
regular e de dimensão muito fina. Estes
veios estão associados a superfícies planares de fracturas mais ou menos discretas.
Em afloramento, os veios de pseudotaquilito apresentam uma forma e limites, com
os blastomilonitos que servem de encaixante, bem definidos. Em nenhum dos
veios estudados, à meso e microescala, se
observou zonas transicionais com uma
diminuição da deformação em direcção à
rocha encaixante, como acontece com os
cataclasitos.
Os gnaisses blastomiloníticos de Vale
Maior contêm numerosas bandas de pseudotaquilitos de tonalidade escura, mas que
diferem, pelas suas características, das
bandas de ultramilonitos que ocorrem no
afloramento. As bandas de ultramilonitos
definem habitualmente corredores de
cisalhamento, discretos, típicos de milonitos de grão fino. A sua espessura varia de
alguns centímetros a alguns metros e o seu
comprimento é, em média, de 10 metros.
À escala microscópica observa-se uma
matriz de grão fino, composta essencialmente por quartzo e plagioclase, com porfiroclastos e “ribbons” ou agregados lenticulares de quartzo e de feldspato.
Os gnaisses de Vale Maior contêm bandas de cor escura com características, quer
de campo quer microestruturais, que
correspondem a pseudotaquilitos, i.e.,
constituídas por rochas afaníticas de cor
escura que acompanham planos de falha.
As bandas de pseudotaquilitos observadas
no maciço de Vale Maior não excedem os
10 cm de largura, mas as dimensões mais
frequentes variam entre 1 e 5 centímetros
de espessura. Distinguem-se das bandas
ultramiloníticas pela sua espessura irregular, ramificação frequente, e presença de
veios de injecção (PASSCHIER, 1982a, b).
Muitas das bandas dos pseudotaquilitos
mostram evidências de terem sido deformadas ductilmente.
Do ponto de vista microestrutural,
quer a banda principal quer os veios de
injecção, consistem numa matriz negra de
granularidade muito fina e com numerosas
20 Chaminé et al.
B
A
C
Figura 4. Aspecto dos pseudotaquilitos de Vale Maior, em afloramento (A), em secção polida onde
se destaca o contacto bem definido e abrupto entre a rocha encaixante (blastomilonito)/pseudotaquilito (B), e microfotografia (nicóis cruzados) ilustra o contacto brusco e ligeiramente ondulado
entre a banda negro do pseudotaquilito e a rocha encaixante, enquanto que o limite entre os grãos
de quartzo e feldspato da matriz é bem vincado e também suavemente ondulado.
inclusões. O contacto com a rocha encaixante é sempre muito bem definido, sem
qualquer transição microestrutural típica
das bandas miloníticas. A matriz do pseudotaquilito corresponde a uma massa
vítrea muito escura com inclusões de
quartzo e feldspato, em que o tamanho do
grão tende a ser constante. Ao contrário
do que ocorre nas bandas ultramiloníticas,
nos pseudotaquilitos não se observa um
bandado composicional. Contudo, obser-
va-se uma certa variação na composição
mineral e, ocasionalmente, o tamanho do
grão leva a uma variação irregular da
tonalidade das bandas ou mesmo a um
bandado algo colorido. A ondulação do
bandado escuro é devida à concentração
local de biotite. Além disso, segue as irregularidades do contacto com a rocha
encaixante, com limites ondulados obliquamente a este contacto, ou forma domínios bem definidos. Ambos os tipos de
bandados dos pseudotaquilitos, escuros ou
coloridos, podem reflectir variações na
composição química, relativamente à
recristalização (e.g., SIBSON, 1975;
PASSCHIER, 1982a).
Mais de 25 % do volume destes pseudotaquilitos consiste em inclusões, i.e.,
fragmentos de quartzo, feldspato, zircão,
biotite e fragmentos de agregados de
outras rochas. O contacto entre a matriz
do pseudotaquilito e a rocha encaixante é
usualmente abrupto e bem definido, apresentando por vezes uma forma irregular,
frequentemente com reentrâncias e pequenos veios de injecção ramificados na rocha
encaixante. A nítidez do contacto entre os
minerais do gnaisse e a matriz do pseudotaquilito diminui sucessivamente para os
grãos de quartzo, feldspato e micas. O
quartzo apresenta, geralmente, um contacto bem vincado, provavelmente devido a
fracturação (são comuns fracturas suturadas de cristais de quartzo com orientações
várias e inclusões fluidas); os grãos de
feldspato tanto podem ter um contacto
nítido como difuso com a matriz.
4. OUTROS AFLORAMENTOS NO
W DE PORTUGAL
4.1. A região de Porto-AlbergariaA-Velha
Na faixa de cisalhamento de
Porto–Albergaria-a-Velha (NW de Portugal)
foram, até ao momento, além do afloramento anterior (CHAMINÉ et al., 1996b),
referenciados outros dois afloramentos de
rochas miloníticas e pseudotaquilíticas.
Assim, encontra-se inventariado e, em
estudo, o afloramento da Igreja na região
de Albergaria-a-Velha (CHAMINÉ, 2000)
e vários afloramentos do Complexo
Metamórfico da Foz do Douro (CHAMINÉ
et al., in prep.).
Afloramento da Igreja (Albergariaa-Velha)
O afloramento da Igreja situa-se próximo da localidade de Igreja (NE de
Albergaria-a-Velha) — corte na E.N. 16
desde o nó de Albergaria-a-Velha até Vale
de Cambra (São Pedro de Sul). Em vários
pontos deste afloramento reconhece-se o
contacto entre a Unidade alóctone de S.
João-de-Ver e o substrato metapelítico,
observando-se claramente (em especial
entre o km19 e o km20 da E.N. 16) a descontinuidade tectónica entre estas.
Regista-se, neste afloramento, a existência de níveis compactos de metagrauvaques, muito deformados, com intercalações de micaxistos, com uma foliação precoce sub-horizontal (e uma lineação de estiramento com uma atitude média
10º/N165º E). Estas rochas típicas da
Unidade de S. João-de-Ver contactam
directamente, por descontinuidade tectónica, com filádios negros-esverdeados da
Unidade de Arada. Contudo, a recente
descoberta de microfósseis pertencentes ao
Paleozóico médio-superior (FERNANDES et al., 2000, 2001) em rochas metapelíticas negras (Unidade de Albergaria-aVelha e materiais metapelíticos correlacionáveis da região entre Coimbra e Tomar;
CHAMINÉ et al., 2000a, b, 2003), patenteando metamorfismo de muito baixo
grau (CHAMINÉ et al., 2000a; MOÇO et
al., 2001) estas poderão ser consideradas
22 Chaminé et al.
imbricadas tectonicamente à Unidade de
Arada (datada radiometricamente como do
Proterozóico superior; BEETSMA, 1995).
Assim, todas as relações tectonoestratigráficas referidas anteriormente sobre as
Unidades de Arada e de Albergaria-aVelha terão de ser encaradas com prudência. Encontra-se actualmente em curso um
projecto de revisão cartográfica pormenorizada e encetou-se, paralelamente, uma
amostragem minuciosa deste corte e de
outros na região entre Espinho e Tomar,
passando nomeadamente por Estarreja,
Sernada do Vouga, Mealhada, Coimbra,
Penela e Espinhal (CHAMINÉ et al.,
2000b), para estudos de tectónica, de geocronologia, de micropaleontologia, de
petrologia e geoquímica orgânicas, e de
mineralogia e geoquímica de argilas.
Estes metapelitos escuros, localmente,
encontram-se muito alterados e têm uma
cor acinzentada. Uma das características
mesoestruturais destes metapelitos é o seu
carácter frágil, pós-metamórfico, relacionado, provavelmente, com a instalação do
carreamento de S. João-de-Ver, que imprimiu uma tectónica tangencial muito
intensa. Nos locais do afloramento, onde
se observa o contacto mecânico entre as
rochas destas unidades, verifica-se que
usualmente este é feito por “fault gouge” e
litótipos muito deformados.
Os critérios mesoestruturais (bandas
de cisalhamentos do tipo C-S gerando
sigmóides da própria litologia, vergência
aparente de dobras assimétricas) observados nas rochas metagrauvaques permitem
inferir um transporte tectónico da
Unidade de S. João-de-Ver para o quadrante Norte. Convém referir que, ao
microscópio, em lâminas orientadas, se
observaram critérios microestruturais,
tais como, sombras de pressão (“fibrous
shadows” ou “strain fringes”) e porfiroblastos σ (figura 4). As sombras de pressão estão materializadas por fibras de
quartzo dispostas em redor de grãos, euédricos a subédricos, de limonite (pseudomórfica de pirite; O. C. GASPAR, comun.
pessoal, 1996) e as microestruturas sigmoidais, por efeito de bandas de cisalhamento do tipo C-S, permitem também
deduzir um sentido de cisalhamento para
Norte. Em algumas lâminas regista-se a
ocorrência de bandas, sub-milimétricas,
de pseudotaquilitos.
As observações microscópicas deste
afloramento são coerentes com os critérios
observados, à meso e microescalas, no afloramento de Vale Maior. Todas estas evidências denunciam uma forte movimentação tectónica da estrutura alóctone de S.
João-de-Ver para o quadrante N-NNW.
Afloramentos de rochas metamórficas
da Foz do Douro
Foram referenciados e cartografados
recentemente no Complexo Metamórfico
da Foz do Douro (faixa de cisalhamento de
Porto-Tomar; pormenores em CHAMINÉ,
2000 [pp. 160]) alguns metamorfitos
(gnaisses, quartzo-tectonitos) intensamente recortados por bandas de pseudotaquilitos e de ultramilonitos. Dado o interesse
local e regional, estas ocorrências, serão
objecto de uma caracterização mineralógica e petrográfica, bem como as consequências tectónicas no contexto do Maciço
Ibérico (CHAMINÉ et al., in prep.).
5. A REGIÃO DE ALVITO-VIANA
DO ALENTEJO
5.1. Enquadramento regional e local
Na região de Alvito–Viana do Alentejo
(SW de Portugal) foram identificados em
dois afloramentos de gnaisses félsicos, por
FONSECA (1995), bandas de pseudotaquilitos e de ultramilonitos. O quadro
geotectónico regional encontra-se estabelecido nos trabalhos de FONSECA (1995,
1996). As rochas pseudotaquilíticas e
ultramiloníticas recortam, nas proximidades de acidentes tectónicos de grande
envergadura (megacisalhamentos), os
maciços gnáissicos félsicos de tipo 1
(FONSECA, 1995, 1996) na região supracitada. Estes gnaisses são, segundo FONSECA (1995, 1996), ortoderivados e/ou
derivados de litótipos granitóides apresentado geralmente intensa deformação,
representando tectonitos de tipo S/L a tectonitos de tipo L.
Todos os tipos litológicos abrangidos
pela designação de gnaisses félsicos possuem vários graus evolutivos de deformação. Passam por termos gnáissicos s.str.
(texturas relíquias da rocha inicial podem
ser ainda observadas), blastomilonitos,
milonitos, chegando mesmo a ultramilonitos e, localmente, a pseudotaquilitos
(FONSECA, 1995, 1996). Devido à intensa deformação, os termos finais apresentam-se como resistatos, constituídos quase
que unicamente por quartzo e feldspato.
Este facto é particularmente evidente
no corte N-S, ao longo de ca. 4,5 km, na
estrutura de Viana do Alentejo–Alvito
(pormenores em FONSECA, 1995, 1996).
Assim, seguindo de N para S, a aproximadamente 1 km a NE do v.g. Conde, na
Herdade dos Alfanges, encontra-se uma
antiga pedreira constituída por ortognaisses de granularidade grosseira e, localmente, por blastomilonitos. A rocha deformada possui cor rosada a acinzentada. É constituída essencialmente por quartzo, feldspato potássico, biotite, moscovite, anfíbola verde, turmalina (relativamente abundante) e sulfuretos finamente disseminados. Nos cortes desta pedreira podem
observar-se filões pegmatíticos constituídos por feldspato, quartzo e abundante
biotite que ocorrem geralmente segundo
os planos de cisalhamento (C-C'). A foliação é forte, segundo planos espaçados,
podendo observar-se sectores da rocha original pouco deformados. Todos os critérios
de movimentação observados, relativos à
primeira fase de deformação Varisca, apresentam sentido para o quadrante N (FONSECA, 1995).
Aproximadamente 2 km a SSW desta
pedreira, no cruzamento da estrada
Alvito-Vila Nova da Baronia, podem
referenciar-se vários afloramentos interessantes para o tema em questão (figura
5). Assim, observam-se os típicos leptinitos (s.l.), i.e., gnaisses miloníticos félsicos de granularidade mais fina. Em
lâmina delgada são quase exclusivamente
constituídos por quartzo (com extinção
ondulante, e bandas de deformação) e
feldspato, com uma forte deformação
sobre-imposta. Os critérios estruturais
observados indicam movimentação com
o topo para N. Os litótipos podem ser
seguidos ao longo da estrada para V. N.
da Baronia, sendo a sua exposição interrompida apenas cerca de 1.2 km a E
desta povoação. Esta rocha rosada em
alguns locais, vermelha clara, possui
24 Chaminé et al.
Figura 5. Mapa geológico simplificado da megaestrutura de Alvito-Viana do Alentejo (modificado
de FONSECA, 1995). A-Alvito; VNB-Vila Nova da Baronia; VA-Viana do Alentejo; AP-Águas de
Peixe; AF-Albergaria de Fusos; VR-Vila Ruiva; a-Complexo Ígneo de Beja; b-Mármores; c-gnaisses
félsicos (na sua maioria ortoderivados); d-metabasitos na fácies eclogítica ou retrogradados, e-litologias típicas da ZOM indiferenciadas; f-localização das amostras estudadas.
foliação milonítica muito penetrativa,
sendo praticamente impossível observar
texturas primárias.
Finalmente, 500 metros a NE do v.g.
S. Miguel, nas proximidades de Alvito
(distando cerca de 2 km das observações
anteriores), a deformação é extrema, desenvolvendo-se milonitos e ultramilonitos.
As rochas miloníticas têm coloração bran-
ca a amarelada e são constituídas exclusivamente por quartzo e feldspato de granularidade muito fina. O estiramento do
quartzo, com subgranulação é bem visível
nestes felsitos. A petrofábrica dos eixos
<c> do quartzo (figura 6), apresenta posição relativa segundo um plano N-S, com
movimentação de cisalhamento, de topo
para Norte. Com a diminuição de granula-
ridade, observam-se evidências de comportamento superplástico a fusão (com
geração de pseudotaquilitos). A lexiviação
por processos metassomáticos, neste caso,
é muito intensa. A rocha fica somente
constituída pelos minerais que resistiram e
não remobilizados (FONSECA, 1995,
1996). As ocorrências de pseudotaquilitos
localizam-se precisamente ao longo desta
estrutura, na proximidade de grandes
cisalhamentos da primeira fase de deformação (localmente desenhando estruturas
de cisalhamento esquerdos) e que ocorrem
no geral associados a estruturas que evi-
A
denciam uma grande quantidade de movimento, representadas por milonitos e
ultramilonitos.
5.2. Petrografia e microestructura
Os gnaisses félsicos (ortoderivados)
mostram uma foliação milonítica muito
penetrativa. Esta foliação, observável à
escala mesoscópica e microscópica, sublinha uma rocha essencialmente constituída
por quartzo, algum feldspato potássico
pertítico e oligoclase, extremamente
deformados. Acessoriamente, inclui bioti-
C
B
Figura 6. Aspectos petrográficos do ultramilonito da região de Alvito–Viana do Alentejo (A); em B
apresenta-se um esquema representativo de uma área da lâmina delgada onde foram efectuados os
estudos de eixos <c> de quartzo; estereograma geral da petrofábrica de eixos <c> de quartzo
(n=122 grãos) e a posição relativa segundo um plano N-S, com movimentação de cisalhamento, de
topo para Norte.
26 Chaminé et al.
te, anfíbola verde-azulada, clinopiroxena,
esfena, zircão, turmalina e opacos.
Os pseudotaquilitos de Alvito-Viana
do Alentejo (figura 7) apresentam-se sob a
forma de estreitos veios de espessura submilimétrica a centimétrica e comprimento
médio de 30 cm. Em afloramento, os veios
de pseudotaquilito apresentam forma e
limites (com o gnaisse encaixante) bem
definidos. As bandas de pseudotaquilitos
são de tonalidade muito escura a negra. À
escala microscópica, observa-se matriz de
grão muito fino a afanítica, formada por
quartzo e feldspato, com porfiroclastos e
agregados lenticulares de quartzo e de
feldspato. O contacto com a rocha encai-
A
xante é sempre muito bem definido. Por
vezes, regista-se uma certa variação na
composição mineral, e uma variação irregular da tonalidade das bandas ou,
mesmo, um bandado algo colorido.
6. A REGIÃO DO VALE DO GUADIANA, COMPLEXO OFIOLÍTICO
DE BEJA-ACEBUCHES
6.1. Geologia regional e local
O Complexo Ofiolítico de BejaAcebuches (COBA) em território português estende-se desde a fronteira (com
Espanha na região de Vila Verde de
Ficalho) até à região do Torrão–Santa
B
C
Figura 7. Aspectos petrográficos dos pseudotaquilitos do afloramento da Foz da Gravia, no Vale do
Guadiana (A, nicóis cruzados; B, nicóis paralelos) e do afloramento de S. Miguel em Alvito–Viana
do Alentejo (C, nicóis paralelos).
Susana. Sublinha e caracteriza uma sutura
entre dois terrenos tectonoestratigráficos
exóticos (i.e., o COBA e o Terreno
Acrecionário do Pulo do Lobo, TAPL),
separando duas zonas geotectónicas (ZOM
e Zona Sul Portuguesa, ZSP) muito
importantes no SW da Cadeia Varisca
Ibérica. Ocorre ao longo de uma estreita
faixa metamórfica que se estende desde
Beja até Aracena (e.g., SOARES DE
ANDRADE 1978, 1983, 1985; CRESPO-BLANC & OROZCO, 1988, 1991;
FONSECA & RIBEIRO, 1993; QUESADA et al., 1994; FONSECA et al., 1999).
Apresenta, no seu conjunto, uma sequência estratigráfica interna, típica de um
fragmento de crusta oceânica, onde se
observa (QUESADA et al., 1994; FONSECA, 1995; FONSECA et al., 1999) uma
secção de manto (serpentinitos e cumulados máficos e ultramáficos), crusta inferior
(metagabros, “flaser-gabros” e plagiogranitos) e crusta superior (complexo diqueem-dique, anfibolitos, metabasaltos e
metassedimentos). O carácter oceânico do
COBA foi determinado por QUESADA et
al. (1994) que definiram um quimismo
toleítico, transicional entre os basaltos dos
fundos oceânicos (MORB N/T) e os basaltos dos arcos insulares. Este tipo de assinatura geoquímica suporta a ideia de que
este complexo ofiolítico tenha sido gerado
numa bacia “back-arc” onde estiveram
envolvidos magmas anorogénicos (tipo
MORB) e orogénicos (calcoalcalinos) típicos de zonas de subducção. Em termos
gerais, o metamorfismo (FONSECA et al.,
1999) no COBA apresenta, nas secções de
crusta superior, fácies dos xistos verdesanfibolítica, e nas secções de crusta inferior
fácies granulítica, evidenciando disconti-
nuidades no grau de metamorfismo ao
longo de acidentes regionais de direcção
WNW-ESE. A deformação apresenta três
fases regionais, sendo a primeira (D1), vergente para Norte, a mais importante. A
segunda fase (D2) corresponde a dobramentos vergentes para Oeste ou Sudoeste,
enquanto que a terceira fase (D3) se traduz
pela instalação de cavalgamentos e desligamentos. A idade do COBA permanece
ainda em aberto, embora se admita uma
idade anterior ao Devónico médio
[Eifeliano] (FONSECA & RIBEIRO,
1993; FONSECA et al., 1999), não sendo
de excluir idades anteriores ao SilúricoEodevónico (FONSECA, 1995).
O COBA é limitado a Norte por cavalgamentos que colocam as unidades metamórficas infra-crustais do bordo meridional da ZOM sobre o complexo ofiolítico
(FONSECA, 1995; OLIVEIRA, 1990). A
Sul, o limite faz-se através da megaestrutura regional, o Cavalgamento de
Ferreira–Ficalho, que coloca o COBA
sobrejacente às unidades do TAPL (CARVALHO et al., 1971, 1976; CARVALHO,
1977). O TAPL é interpretado como
sendo um prisma acrecionário, que se
desenvolveu, inicialmente, numa bacia
sobre crusta oceânica e que posteriormente evoluiu para ambiente de fossa ou
“fore-arc” (QUESADA et al., 1994),
estando a sua idade atribuída ao
Fameniano médio a superior (OLIVEIRA
et al., 1986). Encontra-se limitado por
acidentes: a Norte, pelo Cavalgamento de
Ferreira-Ficalho (CARVALHO et al.,
1971, 1976) e, a Sul, pelo Cavalgamento
de Pulo do Lobo (BRANDÃO SILVA,
1989), que coloca este terreno tectonoestratigráfico sobre a ZSP.
28 Chaminé et al.
As duas ocorrências de pseudotaquilitos afloram sempre entre contactos de
grande expressão tectónica (figura 8), i.e.,
entre acidentes tectónicos de grande
importância, no âmbito da instalação por
obducção deste complexo ofiolítico.
Ambos ocorrem entre contactos de litologias com graus de reologia muito dispares.
O primeiro entre “flaser-gabros” e uma
ocorrência de natureza metatrondjemítica
(plagiogranito), na margem direita do rio
Guadiana, nas proximidades da confluência com a Ribeira da Gravia. A segunda
ocorrência verifica-se na região de Santa
Iria, no contacto entre a Unidade de
diques em gabros e a Unidade dos metabasaltos na fácies anfibolítica. Neste local,
desenha pequenos filonetes de 15 a 20 cm,
Figura 8. Mapa geológico simplificado da estrutura e litologias do Complexo Ofiolítico de BejaAcebuches (COBA) num troço ao longo do Rio Guadiana. 1-Granitos tardi-Variscos; 2-Complexo
Ígneo de Beja indiferenciado; 3-Gnaisses félsicos relacionados com um possível arco vulcânico
imbricado, ou bordo deformado da ZOM; 4-Xistos verdes e anfibolitos, na sua maioria metabasaltos; 5-Metagabros [s.l.] indiferenciados; 6-Metatrondjemitos (plagiogranitos); 7-Metagabros em
fácies granulítica, cumulados máficos e ultramáficos, ‘flaser’ gabros e gabros bandados; 8Metaperidotitos, no geral fortemente serpentinizados; 9-Metassedimentos do Terreno Acrecionário
do Pulo do Lobo.
sublinhando cisalhamentos tectónicos
esquerdos de grande envergadura, com
direcção 120-130º azimutal. As bandas
dos pseudotaquilitos têm uma espessura
máxima de 2 cm, mas, no geral, atingem
os 0,5 a 0,8 cm.
Os tectonitos, em lâmina delgada
(figura 6), mostram uma matriz de massa
vítrea escura extremamente fina, formada
por micro-grãos de anfíbola fortemente
deformada, com as margens mostrando
porfiroclastos de quartzo rolado a subrolado, enquanto o encaixante evidencia
uma milonitização muito intensa.
7. CONSIDERAÇÕES FINAIS
O termo pseudotaquilito está reservado para um tipo de rocha cuja ocorrência
é bastante rara e possível de ser observado
ao longo de falhas e em zonas de cisalhamento muito complexas, particularmente
aquelas que afectaram as zonas mais profundas da crusta continental e/ou oceânica. A ocorrência destas rochas está geralmente associada a registos de paleo-sismicidade profundos (SIBSON, 1975, 1977;
PASSCHIER, 1986b). Para a sua existência são necessárias grandes quantidades de
energia libertadas sobre condições extremas de pressão confinada e com taxas de
deformação instantâneas. Os pseudotaquilitos que se formam ao longo de importantes zonas de falha representam um
pequeno volume de fusão produzido por
aquecimento devido ao atrito durante um
evento sísmico. Existe, segundo alguns
autores (SIBSON, 1975,1977), uma relação directa entre a expressão (extensão e
espessura) dos pseudotaquilitos e a quantidade de movimentação ao longo dos
lábios da falha e, consequentemente, a
paleomagnitude do evento sísmico gerador. A fusão necessária para gerar pseudotaquilitos, para além de requerer altos
valores de quantidade de deformação e
pressões confinantes de igual modo elevadas, requere ainda rochas anidras. Isto
porque qualquer quantidade de fluido
presente neste sistema absorveria o calor e
não deixaria vestígios dessa fusão ao longo
dos planos de falha. Assim, se uma rocha
for submetida a um impulso de deformação, com uma quantidade de deformação
muito elevada (“high-strain rate”), como a
existente durante um evento sísmico ou
um impacto meteorítico, logo os mecanismos de deformação dúctil não possuem
capacidade de resposta suficientemente
rápida para acomodar a deformação.
AGRADECIMENTOS
HIC beneficiou de uma bolsa da
Fundação para a Ciência e a Tecnologia
(FCT, PRAXIS XXI), no período de 1994/
1997 (BD/ 2633/ 93-RN) na Universidade
do Porto, e beneficia actualmente de uma
bolsa de pós-graduação da FCT (SFRH/
BPD/ 3641/ 2000) na Universidade de
Aveiro. Este trabalho recebeu apoio dos
projectos PRAXIS/ CTA/ 82/ 1994 e MODELIB/ FCT (POCTI/ 35630/ CTA/ 2000 –
FEDER). São devidos agradecimentos, pela
troca de impressões e apoios laboratoriais,
aos Professores António Ribeiro (Lisboa),
Alberto Marcos (Oviedo), F. T. Rocha
(Aveiro) e ao Doutor Orlando C. Gaspar
(S. Mamede de Infesta). Ao Dr. J. P.
Fernandes (Porto) a informação sobre uma
provável ocorrência deste tipo de tectonitos na região do Porto (Foz do Douro).
30 Chaminé et al.
Agradece-se o apoio na execução de várias
lâminas delgadas ao Sr. José Pinto (Porto),
ao Sr. Joaquim Sousa (Aveiro) e ao Sr.
Alberto Verde (Lisboa). Ao Dr. José
Teixeira pelo apoio na execução das ilus-
trações e à Dra M. J. Afonso pela revisão
cuidada das referências bibliográficas.
Recibido: 4-VII-03
Aceptado: 12-VIII-03
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ISSN: 0213-4497
Tectonoestratigrafia da faixa de
cisalhamento de Porto–Albergaria-aVelha–Coimbra–Tomar, entre as Zonas
Centro-Ibérica e de Ossa-Morena (Maciço
Ibérico, W de Portugal)
Tectonostratigraphy of the Porto–Albergaria-aVelha–Coimbra–Tomar Shear Zone between
Central-Iberian and Ossa-Morena Zones
(Iberian Massif, W Portugal)
CHAMINÉ, H. I. 1 ; GAMA PEREIRA, L. C. 2 ; FONSECA, P. E. 3 ; NORONHA, F. 4 &
LEMOS DE SOUSA, M. J. 4
Abstract
The NW border of the Iberian Massif is transected by a dextral wrench-fault, the
Porto–Coimbra–Tomar shear zone (W Portugal). This major fault constitutes the boundary between the Ossa-Morena Zone (OMZ), in the west block, and the Central-Iberian
Zone (Iberian Variscan Chain), in the east block. This tectonometamorphic belt comprises middle/upper Proterozoic and upper Palaeozoic units. To help clarify the complex
geodynamic evolution of this major shear zone, we carried out stratigraphic and tectonic studies on the Foz do Douro (Porto)–Espinho–Coimbra–Tomar substrate (OMZ). We
first performed a multidisciplinary study comprising systematic and detailed mapping of
the region, as well as detailed characterisation of the tectonostratigraphic framework. In
a subsequent stage, critical outcrops were selected for specific studies, namely meso- and
microtectonic studies, in addition to structural petrology and geochronology analysis.
Our results indicate that on the western border of the Porto-Tomar shear zone, a complex tectonic imbrication occurs which provides out-of-sequence tectonostratigraphic
units with an unusual character and contrasting metamorphic features.
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 37-78
Indeed, tectonical, petrological and palynological evidences from Albergaria-aVelha–Coimbra–Espinhal revealed, for the very first time in this OMZ sector, an imbrication of black shales from the upper Palaeozoic (late Devonian to early Carboniferous
ages) into upper Proterozoic garnetiferous phyllites and micaschists. Litho-tectonic and
palaeontological similarities between OMZ borders in the northern (Porto–Tomar
region, W Portugal) and southern branchs (Vendas Novas–Ferreira do Alentejo, SW
Portugal) led us to infer that the Porto–Tomar shear zone extends itself to the south of
Tomar, as far as Ferreira do Alentejo, constituting the Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo
major shear zone. This shear zone would correspond to the oldest and most important
tectonic structure in the Iberian Massif. Furthermore, this shear zone would have been
active since the early phases of the Variscan orogeny and, probably, during the whole
Variscan Wilson cycle. This collisional oblique frontier corresponds to a transcurrent
fault characteristic of an interplate background, in an oblique convergent plate boundary scenario. The geotectonic situation of Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo and
Tomar–Badajoz–Córdoba shear zones is closely similar to that of the San Andreas fault
zone in California (U.S.A.).
Key words: tectonostratigraphy, geodynamics, Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo shear
zone, Ossa-Morena Zone, Iberian Massif, W Portugal.
Universidade de Aveiro. ([email protected])
(2) Departamento de Ciências da Terra e Centro de Geociências (GMSG), Universidade de Coimbra. 3000272 Coimbra, Portugal.
(3) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa. Laboratório de
Tectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX). Ed. C2-5º piso, Campo Grande. 1749-061 Lisboa,
Portugal.
(4) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade do Porto e Centro de Geologia da
Universidade do Porto (GIMEF, GIPEGO). Praça de Gomes Teixeira. 4099-002 Porto, Portugal.
Tectonoestratigrafia da faixa de cisalhmento 39
INTRODUÇÃO GERAL
litologia, estrutura e metamorfismo.
Assim, considerou-se cartograficamente
para a região a existência de duas manchas
litológicas (C. RIBEIRO & DELGADO,
1876; DELGADO & CHOFFAT, 1901;
DELGADO & CHOFFAT, 1899). Estas
correspondiam, genericamente, a duas
manchas distintas, de direcção NW-SE, a
saber: a primeira, de idade “Câmbrica”
(rubrica Cb), constituída por xistos e grauvaques Azóicos; a segunda, referida como
“Precâmbrico e Arcaico” (rubrica Z), composta por xistos luzentes, xistos anfibólicos
e quartzitos. O significado destas unida-
O substrato do bordo ocidental do
Maciço Ibérico (figura 1) é vincado, genericamente, entre as regiões do Porto e
Tomar por uma importante faixa de cisalhamento, com orientação geral NNWSSE. Para Oeste deste limite tectónico desenvolve-se uma vasta região constituída
por depósitos pós-Pérmico enquadrados na
denominada Bacia Lusitaniana. Na faixa
de cisalhamento de Porto–Tomar podemos
distinguir diferentes unidades geológicas
que se destacam principalmente pela sua
Figura 1. Enquadramento geotectónico regional da faixa de cisalhamento
Porto–Coimbra–Tomar (Zona de Ossa-Morena, W de Portugal) no Maciço Ibérico.
de
40 Chaminé et al.
des, sendo uma preocupação actual, já era
equacionado há mais de um século (e.g.,
DELGADO, 1870; C. RIBEIRO & DELGADO, 1876; DELGADO & CHOFFAT,
1901), tendo sido introduzido na “Carta
Geológica de Portugal”, à escala
1/500.000 (C. RIBEIRO & DELGADO,
1876; DELGADO & CHOFFAT, 1899),
uma sobrecarga a tracejado (na mancha a
Sul do Porto) com que se procurava, assim,
assinalar uma banda de “rochas sedimentares metamorfizadas” (rubrica Z) esboçando
à escala cartográfica regional um sigmóide
direito, suave. O principal critério para a
separação em duas manchas foi o do conceito “terreno metamórfico” (cf. DELGADO, 1870), i.e., as unidades foram subdivididas com base no grau metamórfico.
O conhecimento geológico e tectonoestratigráfico dos terrenos ante-Mesozóicos
da faixa de cisalhamento de Porto–Tomar
reduzia-se, até há bem pouco tempo, a um
conjunto de trabalhos dedicados, em especial, a aspectos geológicos gerais e petrográficos. O objectivo deste trabalho pretende apresentar uma visão actualizada da
geologia regional e constituir uma tentativa de uma síntese integradora da tectonoestratigrafia regional, alicerçada, fundamentalmente, nos trabalhos de GAMA
PEREIRA (1987), de NORONHA
(1994), de NORONHA & LETERRIER
(2000), e de CHAMINÉ (2000).
Do ponto de vista geológico regional
este megadomínio integra-se numa faixa
de cisalhamento mais vasta, de direcção
geral NNW–SSE, que se prolonga,
inequivocamente, desde os arredores do
Porto até Tomar, passando pela Foz do
Douro, Espinho e Albergaria-a-Velha
(SEVERO GONÇALVES, 1974; RIBEI-
RO et al., 1980; BORGES et al., 1985;
NORONHA & LETERRIER, 2000;
CHAMINÉ, 2000), voltando a aflorar
entre Sernada do Vouga, Águeda,
Mealhada, Coimbra, Espinhal, Alvaiázere
e Tomar (GAMA PEREIRA, 1987, 1998;
CHAMINÉ et al., 2000a, b, c, 2003). Este
sector tomou a designação genérica de
faixa de cisalhamento de Porto–Tomar
(RIBEIRO, 1979; DIAS & RIBEIRO,
1993; RIBEIRO et al., 1990b). Esta faixa
engloba unidades tectonoestratigráficas,
de idade proterozóica média-superior a
paleozóica média-superior (e.g., GAMA
PEREIRA & MACEDO, 1983; GAMA
PEREIRA, 1987; SERRANO PINTO et
al., 1987; BEETSMA, 1995; TASSINARI
et al., 1996; LETERRIER & NORONHA, 1998; CHAMINÉ et al., 1998b;
CHAMINÉ, 2000; FERNANDES et al.,
2000, 2001), fazendo parte, tradicionalmente, da Zona de Ossa-Morena (ZOM)
do Terreno Autóctone Ibérico inserido na
Cadeia Varisca Ibérica (LOTZE, 1945;
JULIVERT et al., 1974; RIBEIRO et al.,
1990b; DIAS & RIBEIRO, 1993). A faixa
de cisalhamento de Porto–Tomar (ZOM)
contacta a oriente com a Zona CentroIbérica (ZCI). O conjunto anterior faz
parte do megadomínio de cisalhamento de
Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo
(CHAMINÉ, 2000; CHAMINÉ et al.,
2000a, b, c, 2003; RIBEIRO et al., 2003).
A sistematização tectonoestratigráfica
e estrutural para a região em apreço é particularmente explicitada nos trabalhos de
NORONHA (1994), de GAMA PEREIRA (1987, 1998), de NORONHA &
LETERRIER (2000) e de CHAMINÉ
(2000) permitindo um refinamento sobre
a visão da cartografia geológica de superfície patente, nomeadamente, na “Carta
Geológica de Portugal”, escalas 1/50.000
(COSTA & TEIXEIRA, 1957; TEIXEIRA
et al., 1962; TEIXEIRA & ASSUNÇÃO,
1963; MEDEIROS et al., 1964; TEIXEIRA & ZBYSZEWSKI, 1976; PEREIRA et
al., 1980), 1/200.000 (PEREIRA et al.,
1989) e 1/500.000 (OLIVEIRA et al.,
1992). A figura 2 pretende sintetizar e
enquadrar a geologia da faixa de cisalhamento de Porto– Coimbra– Tomar (ZOM), à luz
dos trabalhos dos primeiros autores anteriormente citados. As figuras 3, 4 e 7 referem-se
à cartografia geológica de pormenor dos sectores da Foz do Douro (Porto), de Espinho–
Albergaria-a- Velha– Águeda e de Coimbra–
Espinhal– Alvaiázere (Tomar).
TECTONOESTRATIGRAFIA
GENERALIDADES
Uma parte substancial da região está
ocupada por depósitos de cobertura de
idade holocénica e/ou plistocénica (depósitos aluvionares, dunas fósseis, areias de
praia e de duna actuais), e de idade plioplistocénica (depósitos de praias antigas e
de terraços fluviais). Consideram-se, na
segunda categoria os depósitos de vertente
da região de Pindelo (SOARES de CARVALHO, 1949). A área compreendida
entre o Sul de Espinho e Aveiro é relativamente aplanada, sendo composta por aluviões actuais e areias de duna e de praia,
sendo parte integrante da denominada
Bacia Sedimentar de Aveiro (ROCHA,
1994). Na região a Sudoeste de
Albergaria-a-Velha afloram alguns depósitos argilo-gresosos do Cretácico inferior e
areníticos avermelhados do Triásico (e.g.,
SHARPE, 1849; ROCHA, 1994) e na
região entre Sernada do Vouga (Aveiro) e
Tomar afloram, numa vasta área, depósitos
de idade pós-Pérmica incluídos na Bacia
Lusitaniana (TELLES ANTUNES et al.,
1979; OLIVEIRA et al., 1992).
As rochas granitóides e filonianas ocupam uma área considerável desta região,
denunciando sobretudo eventos tectonomagmáticos concomitantes com os diversos períodos de instalação relativamente à
orogenia varisca ou anterior (NORONHA
et al., 1979; GAMA PEREIRA, 1987;
CHAMINÉ et al., 1998b; NORONHA &
LETERRIER, 2000), i.e., genericamente
afloram na região granitóides precoces
e/ou ante-variscos, sin-variscos e tardi- a
pós-variscos.
Na faixa de cisalhamento de
Porto–Tomar os planos axiais das estruturas dobradas, quer à escala regional quer à
escala local, estão normalmente deformados por um padrão de cisalhamento norteado (de atitude azimutal N10ºW ou
NNW), direito, ou seja, constituíndo um
megadomínio de cisalhamento à escala
regional entre a região do Porto e Tomar.
Aliás, os primeiros registos das relações de
campo na região, nomeadamente os de
DELGADO (1870, 1905, 1908), dão
conta desta orientação regional N10ºW.
Com efeito, as estruturas cisalhantes direitas referidas dão origem ao aparecimento
de sectores imbricados, em “échelon”, descrevendo estruturas regionais que desenham sigmóides, com critérios de movimentação dextrógiro.
O estudo das rochas metassedimentares
da faixa de cisalhamento de Porto–
Albergaria-a-Velha–Coimbra–Tomar
42 Chaminé et al.
Figura 2. Esboço geológico regional
da faixa de cisalhamento de
Porto–Coimbra–Tomar (adaptado e
revisto: i. sector da Foz do Douro
(Porto): CMP, 1994 e levantamentos
inéditos de F. Noronha; ii. sector de
E s p i n h o – A l b e r g a r i a - a - Ve l h a :
CHAMINÉ, 2000; sector de Águeda–Coimbra: OLIVEIRA et al., 1992,
e levantamentos inéditos de L. C.
Gama Pereira e H. I. Chaminé; iii. sector de Espinhal–Alvaiázere (Tomar):
GAMA PEREIRA, 1987, e levantamentos inéditos de L. C. Gama
Pereira).
(ZOM), efectuado a partir da análise de
unidades tectonoestratigráficas (e.g.,
CONEY et al., 1980; NACSN, 1983;
ISSC, 1994; HOWELL, 1995), permitiu a
distinção formal de domínios estruturais
(unidades alóctones, parautóctones e
autóctones). Dadas as suas características
geológico-estruturais particulares este
megadomínio de cisalhamento é aqui
apresentado em três sectores complementares, a saber: sector da Foz do Douro
(Porto), sector de Espinho– Albergaria-aVelha– Águeda e sector de Coimbra–
Espinhal– Alvaiázere (Tomar).
SECTOR DA FOZ DO DOURO
(PORTO)
Na zona ocidental da cidade do Porto,
junto à orla litoral entre a foz do rio Douro
e o Forte S. Francisco Xavier (vulgo
Castelo do Queijo), encontram-se magníficos afloramentos de variadas rochas
metassedimentares, espacialmente associadas a rochas ortognáissicas de diferentes
tipos, que no seu conjunto são cortadas por
granitóides variscos. Estas rochas foram
objecto de alguns estudos ou referências
pontuais, nomeadamente, por SHARPE
(1849), BARATA (1910), COSTA (1938,
1958), COSTA & TEIXEIRA (1957),
TEIXEIRA (1970) e BRAVO &
ABRUNHOSA (1978). Os trabalhos de
BORGES et al. (1985, 1987), NORONHA & LETERRIER (1995, 2000), LETERRIER & NORONHA (1998), marcam o
dealbar de uma abordagem pluridisciplinar e de síntese sobre tão importante sector-chave para a compreensão da faixa de
cisalhamento de Porto–Tomar. Assim, as
rochas da faixa metamórfica da Foz do
Douro foram incluídas, neste trabalho, em
duas unidades tectonoestratigráficas distintas (figuras 2 e 3): a Unidade de Lordelo
do Ouro (ULO) e a Unidade dos Gnaisses
da Foz do Douro (UGFD). Estas unidades
definem no seu conjunto o designado
Complexo Metamórfico da Foz do Douro
(NORONHA & LETERRIER, 1995) que
se integra na ZOM (indicado com as
rubricas γI1, “Granitos gnáissicos”, e CBR,
“Complexo Xisto-Grauváquico”, em OLIVEIRA et al., 1992).
Unidade de Lordelo do Ouro (ULO)
A ULO constitui uma estreita faixa de
rochas de natureza metassedimentar
(micaxistos, quartzo-tectonitos recortados,
localmente, por pseudotaquilitos; BORGES et al., 1985; CHAMINÉ, 2000;
CHAMINÉ et al., 2003, in prep.). No seu
limite Leste, contacta por acidente tectónico com o granito do Porto (γI3) que
localmente apresenta corredores de intensa
deformação (e.g., granito da Arrábida); no
seu limite Oeste, contacta tectonicamente
com a UGFD. Na ULO, é nítida a discordância entre as foliações presentes nos
ortognaisses e nos micaxistos, o que
denuncia uma foliação anterior nestes últimos (BORGES et al., 1985; RIBEIRO &
PEREIRA, 1992). A discordância é ainda
mais evidente quando retalhos de micaxistos ocorrem no seio dos ortognaisses, atestando a natureza intrusiva destes últimos
(BORGES et al., 1985).
Unidade dos Gnaisses da Foz do
Douro (UGFD)
A UGFD encontra-se confinada a uma
faixa de ortognaisses, por vezes com corredores miloníticos onde se identificaram
gnaisses recortados, à escala local, por
44 Chaminé et al.
Figura 3. Mapa geológico de pormenor do sector da Foz do Douro, Porto (adaptado de CMP, 1994,
e levantamentos inéditos de F. Noronha).
pseudotaquilitos (CHAMINÉ et al., 2003,
in prep.), compreendida entre o molhe de
Felgueiras e o Castelo do Queijo. Foi
caracterizada, mercê de uma cartografia de
detalhe, por BORGES et al. (1985, 1987),
como constituída essencialmente por qua-
tro tipos de ortognaisses: (i) gnaisses biotíticos; (ii) gnaisses leucocratas de tendência
ocelada; (iii) gnaisses leucocratas; (iv)
gnaisses leucocratas ocelados, em regra,
afectados por deformação cisalhante intensa. Petrograficamente os gnaisses leucocra-
tas têm, no seu conjunto, uma composição
granítica, e os gnaisses biotíticos, desprovidos de feldspato potássico, uma composição tonalítica. Associadas às rochas
gnáissicas e aos micaxistos da ULO observam-se várias ocorrências de anfibolitos.
Um estudo sobre a petrografia, composição e origem destes anfibolitos (BRAVO
& ABRUNHOSA, 1978) mostrou que a
sua formação não foi acompanhada de
metassomatismo importante e que teriam
uma origem magmática onde os produtos
primários seriam rochas básicas com
carácter toleítico.
Estudos radiométricos Rb-Sr (RT,
Rocha Total) efectuados na faixa metamórfica da Foz do Douro apontam idades de
523±96 Ma e de 566±47 Ma para os
gnaisses (F. MENDES, 1967/1968) e de
604 Ma (isócrona de referência) para os
gnaisses biotíticos (SERRANO PINTO et
al., 1987). Mais recentemente foram realizados estudos sistemáticos de geoquímica
e geocronologia para caracterização e datação do magmatismo desta faixa (NORONHA & LETERRIER, 2000). Estes
estudos permitiram calcular para os gnaisses biotíticos uma idade Rb-Sr (RT) de
575±5 Ma, e um valor da razão 87Sr/86Sri
de 0.702443, o que corresponde ao
Proterozóico superior e indica uma origem
profunda com contribuição mantélica para
estas rochas (NORONHA & LETERRIER, 1995). Noutros estudos geocronológicos em gnaisses biotíticos, pelo
método U-Pb em zircão, LETERRIER &
NORONHA (1998) obtiveram uma discórdia inversa com uma intersecta inferior
a 567±6 Ma. A idade definida por esta
intersecta é muito próxima da idade Rb-Sr
(575±5 Ma) que pode, assim, ser admitida
como a melhor aproximação para a instala-
ção desta unidade gnáissica. Calculadas
para esta idade, as razões muito baixas de
87Sr/86Sri (0.7023 a 0.7025) e muito elevadas de εNd (+6.65 a +6.67) dão para o
material fonte uma assinatura mantélica
do tipo manto deprimido. A análise de
gnaisses de tendência ocelada, pelo método U-Pb em zircão, permitiu obter uma
discórdia directa com uma intersecta superior a 607±17 Ma que representa a idade
de instalação da unidade gnáissica; as razões 87Sr/86Sri (0.7053 a 0.7056) e εNd (2.84 a -2.89) indicam, contrariamente aos
gnaisses biotíticos, uma assinatura francamente crustal (LETERRIER & NORONHA, 1998). Por sua vez, os anfibolitos
apresentam composições químicas de
basaltos deprimidos do tipo MORB
(“Mid-Ocean Ridge Basalts”), não tendo o
metamorfismo modificado sensivelmente
a sua composição original. A idade modelo calculada, com base nos dados isotópicos Sm-Nd, aponta para 1.05 Ga, fornecendo uma boa aproximação da idade de
cristalização destas rochas. Os valores de
87Sr/86Sri (0.7022 a 0.7025) e εNd (+6.45
a +6.53) estão de acordo com uma origem
a partir de um manto deprimido (LETERRIER & NORONHA, 1998).
Em conclusão, as idades determinadas
para a UGFD (567±6 Ma e 607±17 Ma)
são equivalentes às estabelecidas para diferentes unidades tectonoestratigráficas da
ZOM nas faixas metamórficas de
Porto–Coimbra–Tomar (e.g., GAMA
PEREIRA & MACEDO, 1983; GAMA
PEREIRA 1987; BEETSMA, 1995) e de
Tomar–Badajoz–Córdova (e.g., SERRANO PINTO, 1987; QUESADA, 1996), e
são ainda similares às encontradas para a
Zona do Maciço Norte-Armoricano (e.g.,
D´LEMOS et al., 1990; CHANTRAINE
46 Chaminé et al.
et al., 1994). Estes domínios caracterizamse assim pela existência de um magmatismo plutónico calcoalcalino de idade cadomiana (ca. 550–610 Ma). Este magmatismo é orogénico e sugere um enquadramento geodinâmico do tipo margem activa subducção–colisão. A presença, no
CMFD, de anfibolitos com uma nítida
assinatura de manto deprimido, e idade
modelo (Nd) estimada em 1.05 Ga, marca
um período de oceanização, permitindo
supôr que este representa uma “mélange”
tectónica resultante de um anterior período de colisão–obducção.
SECTOR DE ESPINHO–ALBERGARIA-A-VELHA–ÁGUEDA
Os domínios estruturais considerados
para
a
faixa
metamórfica
de
Espinho–Albergaria-a-Velha–Águeda e as
unidades tectonoestratigráficas (figuras 2,
4, 5 e 6; quadro 1) são as que adiante se
descrevem, ordenadas da base para o topo
(pormenores em CHAMINÉ, 2000 e
CHAMINÉ et al., 2000a, b, 2003):
Parautóctone e Autóctone relativo da
ZOM
Unidade de Lourosa (UL)
A Unidade de Lourosa aflora inequivocamente desde a localidade de Valadares
(Gaia) até próximo a Santiago de Riba-Ul
(Oliveira de Azeméis) e corresponde a uma
larga faixa de metamorfitos com orientação geral NW-SE. Os esparsos retalhos de
rochas metassedimentares e gnáissicas
aflorantes, entre o Cabedelo do Douro
(praias de Lavadores, das Pedras Amarelas,
de Salgueiros e da Madalena) e a praia de
Valadares, consideram-se pertencentes a
esta unidade tectonoestratigráfica. A
Unidade de Lourosa constitui o parautóctone e apresenta aproximadamente 35 km
de extensão e 9 km de largura máxima. Os
metamorfitos são, nomeadamente, granitóides gnaissificados, migmatitos, micaxistos por vezes granatíferos e anfibolitos.
A diferenciação litológica marcada pelo
predomínio, nesta unidade, de migmatitos
e/ou anfibolitos (às vezes granatíferos),
bem como a sua posição relativa entre as
unidades adjacentes, levou à sua subdivisão em duas unidades litodémicas
(NACSN, 1983; ISSC, 1994), que foram
designadas por Unidade de Lourosa inferior e Unidade de Lourosa superior. O
limite desta subdivisão faz-se, grosso modo,
a Oeste da antiforma de rochas graníticas
de Santa Maria da Feira, existindo em
muitos locais evidências de um importante lineamento estrutural, com orientação
geral NW-SE.
Assim, as unidades referidas caracterizam-se por: i) Unidade de Lourosa inferior, é constituída por migmatitos, onde
se diferenciam corpos lenticulares de
ortognaisses biotíticos que apresentam
uma franca blastese de feldspatos e foliação gnáissica, de dimensão quilométrica e
orientação geral NW-SE. Em afloramento
as rochas migmatíticas, quando não alteradas, apresentam um bandado típico e
exibem estruturas variadas; ii) Unidade de
Lourosa superior, é formada por micaxistos biotíticos de cor castanha, por vezes
granatíferos e, bem assim, com níveis de
quartzo de exsudação. Em alguns pontos
os micaxistos têm uma cor avermelhada
Figura 4. Mapa geológico de pormenor do sector de Espinho–Albergaria-a-Velha–Águeda (adaptado de CHAMINÉ, 2000, e levantamentos inéditos de H. I. Chaminé).
48 Chaminé et al.
Figura 5. Coluna tectonoestratigráfica sintética reconstituída da faixa metamórfica de
Espinho–Albergaria-a-Velha, Zona de Ossa-Morena (adaptado de CHAMINÉ, 2000).
e/ou amarelada devida ao seu estado de
alteração. Ocasionalmente, estas rochas
estão intruídas por granitóides gnaissificados, tomando a forma de apófises, cordões, rosários ou lentículas. Próximo à
localidade da Quinta do Engenho Novo
(Paços de Brandão), regista-se a ocorrência
do pequeno afloramento de ortoanfibolito
olivínico, assinalado por SOUZABRANDÃO (1914) e estudado, do ponto
de vista petrológico, por MONTENEGRO DE ANDRADE (1977). Interpretase esta ocorrência por protrusão em níveis
crustais de material ultrabásico serpenti-
Figura 6. Esboço geológico-estrutural da faixa de cisalhamento de Porto–Tomar, no sector de
Espinho–Albergaria-a-Velha (adaptado de CHAMINÉ, 2000).
Quadro 1. Unidades tectonoestratigráficas da faixa de cisalhamento de Porto–Tomar, no sector de Porto–Albergaria-a-Velha (adaptado de
CHAMINÉ, 2000)
50 Chaminé et al.
nizado por mecanismos de edução mantélica (BARRIGA et al., 1992), sendo possível que assinale um contexto de “mélange” tectónica.
Intercalados a vários níveis nas duas
unidades anteriores, mas ocupando faixas
mais significativas na Unidade de Lourosa
superior, encontram-se corpos anfibolíticos de cor negra e medianamente granulares, com orientação média NW-SE. O
estudo do quimismo destes anfibolitos
(MENDES, 1988) aponta para uma origem ortoderivada, com composição traquiandesítica sendo considerados basaltos
do tipo MORB.
O limite ocidental da Unidade de
Lourosa corresponde a uma falha inversa, cavalgante para Oeste (cavalgamento
de Lourosa) que põe esta unidade em
contacto com as Unidades de Espinho e
de Arada. O contacto oriental está
sublinhado essencialmente pela presença de granitóides (granito pós-orogénico de Lavadores, γIIIL), e é feito, em
parte, pelo ramo oeste do carreamento
de S. João-de-Ver.
Unidade de Espinho (UE)
A Unidade de Espinho corresponde a
uma estreita faixa parautóctone, de aproximadamente 20 km de extensão e 800
m de possança média com orientação
geral NNW-SSE, de micaxistos biotíticos de cor cinzenta escura, quase sempre
luzentes e acetinados, nos quais ocorrem
porfiroblastos de estaurolite e de granada. Os porfiroblastos são visíveis em
amostra de mão e, em regra, os cristais
são idiomórficos apresentando dimensões
variáveis. Foi na parte basal desta unida-
de que foram reconhecidos e cartografados, pela primeira vez, quartzo-tectonitos granatíferos (CHAMINÉ et al., 1995,
1998a; CHAMINÉ, 2000).
As rochas quartzíticas com granada
afloram em níveis descontínuos, com possanças médias que não ultrapassam as três
dezenas de metros. Apresentam um aspecto muito homogéneo e compacto, granularidade média a fina, e cor acastanhada. À
vista desarmada podem observar-se porfiroblastos de granada. É, também, frequente a ocorrência de finos níveis milimétricos
de quartzo leitoso paralelos à foliação principal do quartzo-tectonito. Estudos
microtectónicos revelaram a existência
nas petrofábricas dos eixos <c> de quartzo de relíquias de alta temperatura
(CHAMINÉ et al., 1998a; CHAMINÉ,
2000; FERNÁNDEZ et al., 2003). À
escala microscópica identificaram-se agregados de granadas alongadas, indicadoras
de condições tectonometamórficas de alta
temperatura e de extrema deformação
(e.g., JI & MARTIGNOLE, 1994;
KLEINSCHRODT & MCGREW, 2000).
O estudo microestrutural sugere uma
génese por mecanismos de deformação por
difusão intracristalina segundo um campo
de tensões regional, denunciando eventualmente um evento tectonometamórfico, em condições de transição para um
metamorfismo de alta temperatura, varisco precoce ou pré-varisco (CHAMINÉ,
2000). Os estudos de metamorfismo indicam uma ausência de variação composicional sistemática nos bordos da granada dos
quartzo-tectonitos (CHAMINÉ, 2000;
FERNÁNDEZ et al., 2003) e as condições
geotermobarométricas estimadas apontam
para uma temperatura de 700±50 ºC e os
52 Chaminé et al.
valores de pressão correspondentes situamse entre 4 e 5 Kbar (FERNÁNDEZ et al.,
2003). A referência na bibliografia geológica, especialmente no Maciço Ibérico,
de afloramentos quartzíticos com características semelhantes às dos quartzitos
granatíferos da Unidade de Espinho é
extremamente rara. Contudo, alguns
trabalhos mencionam a ocorrência de
pequenos afloramentos quartzíticos com
granada e/ou distena no Proterozóico da
Serra Morena (Unidades de Campo Alto
e das Querencias), em Espanha (e.g.,
DELGADO-QUESADA, 1971; OROZCO & PASCUAL, 1975; DELOCHE et
al., 1979) e, por outro lado, no Escudo
NW Africano (BERTRAND-SARFATI
et al., 1991).
A Unidade de Espinho contacta com a
Unidade de Arada por acidente tectónico
igualmente cavalgante para Oeste (cavalgamento de Espinho). Em vários locais da
região reconheceram-se caixas de falha de
ordem de grandeza variável, desde alguns
centímetros até dezenas de metros, em
que as rochas se encontram frequentemente milonitizadas, e em regra com preenchimento argiloso cinzento escuro
(“fault gouge”).
Unidade de Arada (UAr)
A Unidade de Arada corresponde a
uma extensa faixa, com uma orientação
geral NNW-SSE, de rochas metassedimentares de idade Proterozóica superior
(550 e 600 Ma; segundo BEETSMA,
1995) constituindo o autóctone relativo.
Aflora junto à orla litoral, numa série de
retalhos que vão desde o apeadeiro de
Silvalde até Esmoriz, e prolongam-se para
Leste da região entre Ovar e Estarreja, e
para Sul até Angeja (arredores de Aveiro)
onde contactam com os arenitos avermelhados do Triásico. É formada por uma
sucessão monótona de filádios negros e
esverdeados, com raras intercalações de
níveis de metaliditos negros. Os filádios
têm granularidade fina e neles encontramse, geralmente, intercalações de filonetes
de quartzo de exsudação. O seu aspecto é
acetinado e luzente. Estes filádios encontram-se muito deformados e registam-se
localmente dobras, muito apertadas, com
“microlithons” que materializam, possivelmente, uma foliação precoce ou antevarisca. Correspondem, em termos litológicos, a filádios quartzo-sericíticos e clorítico-moscovíticos que por vezes contêm
granada. Intercalados nos filádios, na sua
parte basal, ocorrem níveis de rochas anfibolíticas esverdeadas, os denominados
‘Anfibolitos e xistos anfibolíticos de
Maceda’ (CHAMINÉ, 2000).
Alóctone da ZOM
Unidades de Albergaria-a-Velha
(UAv) e de Sernada do Vouga (USv)
Na região de Albergaria-a-Velha afloram, numa área restrita, rochas metapelíticas, de cor negra e de granularidade fina,
apresentando um metamorfismo orgânico
baixo (MOÇO et al., 2001a, b, c). Nestes
metapelitos ocorrem alternâncias de níveis
psamíticos, de cor cinzenta, e com dimensões milimétricas. Registam-se ainda
intercalações de níveis, milimétricos a centimétricos, de lentículas e filonetes de
quartzo de exsudação, bem como de rochas
metacarbonatadas. Estas rochas metapelí-
ticas negras datadas palinologicamente do
Devónico médio-superior e do Carbonífero
inferior (FERNANDES et al., 2000, 2001;
CHAMINÉ et al., 2000a, b, 2003) caracterizam, do ponto de vista tectonoestratigráfico, a designada Unidade de
Albergaria-a-Velha (CHAMINÉ et
al., 2000a, b) e a Unidade de Sernada
do Vouga (CHAMINÉ et al., 2003),
respectivamente.
Como se referiu anteriormente, foram
também cartografados e descritos pela primeira vez níveis de rochas metacarbonatadas (do ponto de vista mineralógico constituídos por metacarbonatos complexos)
intercalados, localmente, em metapelitos
negros do Devónico médio-superior,
correspondendo ao traço cartográfico de
uma dobra maior e aflorantes a aproximadamente 600 m N40ºE da igreja de
Albergaria-a-Velha (CHAMINÉ, 2000).
As rochas metacarbonatadas apresentamse em níveis compactos com granularidade
fina e cor cinzenta acastanhada, podendo
em algumas bancadas apresentar uma
tonalidade esverdeada. Os níveis têm uma
possança média que não ultrapassa os 50
cm e são intersectados por uma rede filoniana quartzosa, decimétrica a centimétrica. Foram também individualizados níveis
destas rochas, de espessura decimétrica,
com uma coloração castanha escura e finamente dobrados segundo o mesmo estilo
do encaixante. À escala meso e microscópica, identificaram-se bandas com intensa
milonitização nestes níveis carbonatados.
Estudos mineralógicos apontam para a
existência, nos níveis metacarbonatados da
Unidade de Albergaria-a-Velha, de concentrações minerais argilosas de cor branca
correspondentes a dickite e interestratifi-
cados de caulinite–dickite (CHAMINÉ et
al., 2001b). Desta forma, a presença das
concentrações dos minerais argilosos referidos em rochas metacarbonatadas poderá
ser indicadora da proximidade destes acidentes e de uma grande movimentação
tectónica, assumindo, por isso, o valor de
marcadores tectonoestratigráficos (e.g.,
PARNELL et al., 2000; CHAMINÉ et al.,
2001b).
Unidade de S. João-de-Ver (USJV)
A Unidade de S. João-de-Ver corresponde a uma faixa com cerca de 40 km de
extensão e 4 km de possança média, com
orientação geral N-S a NNW-SSE, que
contacta por tectónica do tipo pelicular
(“thin-skin”) — Carreamento de S. Joãode-Ver — com as unidades de Lourosa e de
Arada (CHAMINÉ et al., 1996a, b, 1999;
CHAMINÉ, 2000). O contacto Oeste é
sublinhado, ou por granitóides variscos
e/ou corpos aplito-pegmatíticos, ou por
contacto mecânico com os migmatitos
e/ou gnaisses da Unidade de Lourosa inferior. O contacto Leste corresponde essencialmente ao ramo mais ocidental do
megacisalhamento de Porto–Tomar. Aliás,
a própria morfoestrutura regional reflecte
esse ramo tectónico —falha de
Carvalhal–Açores, coincidindo em parte
ao limite Leste da megaestrutura alóctone
de S. João-de-Ver — como evidencia o
estudo preliminar de GOMES & BARRA
(2001). A unidade desenvolve-se desde a
localidade de S. João-de-Ver até próximo a
Vale Maior (Albergaria-a-Velha), sendo
constituída por rochas de metamorfismo
de grau médio, com contactos tectónicos
54 Chaminé et al.
bem visíveis, sublinhados, em regra, por
uma faixa de corpos granitóides deformados e/ou bandas de alteração intensa
(observam-se frequentemente caixas de
falha argilosas muito profundas;
CHAMINÉ et al., 1999). Possui duas litologias bem diferenciadas: na base observam-se metapórfiros e gnaisses blastomiloníticos localmente recortados por pseudotaquilitos; no topo, em aparente concordância estratigráfica, reconhecem-se micaxistos, às vezes granatíferos, e metagrauvaques. Ocorrem também inúmeros corpos
anfibolíticos, com orientação média
NNW-SSE.
Unidade de Pindelo (UP)
A unidade de Pindelo desenvolve-se
desde a povoação de Togilde (Caldas de S.
Jorge) até à de S. Martinho de Ossela (a
Sudeste da Vila de Pindelo) e corresponde
a uma faixa de rochas de alto grau metamórfico, com aproximadamente 30 km de
extensão e 1,5 km de possança média,
com orientação geral NNW-SSE. É uma
unidade constituída por migmatitos e
gnaisses, com franca blastese de feldspatos, e mais raramente por micaxistos.
Contacta, tectonicamente, umas vezes
com os xistos ardosíferos cinzentos do
Paleozóico inferior (ZCI), e outras vezes
com gnaisses blastomiloníticos. Esta unidade alóctone é equiparável, do ponto de
vista litológico e tectonometamórfico, à
Unidade de Lourosa, e encontra-se incluída na denominada faixa blastomilonítica
de Oliveira de Azeméis (sensu RIBEIRO,
1979; RIBEIRO et al., 1980).
SECTOR DE COIMBRA–ESPINHAL–ALVAIÁZERE
A região em apreço localiza-se a cerca
de 20 km a Sul de Coimbra
(Penela–Espinhal) prolongando-se até
cerca de 15 km a Norte de Tomar
(Alvaiázere). Na parte Norte desta região a
faixa metamórfica tem uma largura média
inferior a 2 km, mas a Sul há locais onde
ultrapassa uma dezena de quilómetros.
Entre o paralelo de Espinhal e o de
Alvaiázere obervam-se pequenos retalhos
do soco da ZOM que se mostram estruturados de encontro ao substrato Paleozóico
da ZCI, a Este, no bordo do Maciço
Ibérico. Este Paleozóico, junto ao bordo,
fecha o extremo norte do sinclinório de
Amêndoa. Outros retalhos da ZOM que
afloram por entre os terrenos do Triásico
da Orla Meso-Cenozóica, mostram igualmente grande concordância com aquela
geometria e reforçam a interpretação de
uma faixa, relativamente larga, de cisalhamento. Esta faixa, à escala regional, apresenta uma movimentação direita que afecta não só aqueles metamorfitos que afloram na Orla e respectivo bordo Oeste, bem
como o próprio Paleozóico (quartzito
Armoricano, xistos ardosíferos, xistos
negros e grauvaques que constituem o
fecho do sinclinório de Espinhal–Dornes),
o Complexo Xisto-Grauváquico (CXG) do
Grupo das Beiras e os plutonitos graníticos da ZCI (Vila Nova, Figueiró dos
Vinhos, Bouçã e Pedrógão).
Em termos da macroestrutura regional
as antiformas de Arega e do Beco (GAMA
PEREIRA, 1987), bem como o retalho
que lhe fica mais a norte (na zona a Este do
Espinhal), mostram as unidades tectonoes-
tratigráficas com metamorfismo de mais
alto grau na região (com um núcleo gnáissico-migmatítico). A antiforma de Arega,
com uma superfície axial em sigmóide
direito com uma direcção geral NW-SE,
mostra acentuada simetria axial assemelhando-se os flancos NE e SW. É nestes
flancos que se observam melhor as unidades tectonoestratigráficas e as variações
metamórficas destes terrenos.
Os domínios estruturais considerados
para a faixa metamórfica de Coimbra–
Espinhal–Alvaiázere e as unidades tectonoestratigráficas para a ZOM (figuras 2 e
7) são as que adiante se descrevem, ordenadas da base para o topo (pormenores em
GAMA PEREIRA, 1983, 1984a, b,
1987, 1988a, b, 1991, 1998; CHAMINÉ
et al., 2000b, 2003): Parautóctone e
Autóctone relativo: i) Unidade de Maçãs de
D.Maria; ii) Unidade de Arega–Beco; iii)
Unidades de Vale de Canas e da Ribeira
do Brás; Alóctone: i) Unidades da Portela
do Ceira e da Ponte de Penela, ii) Unidade
dos Amarelos.
Unidade de Maçãs de D. Maria
Esta unidade corresponde a uma série
de manchas de granitóides gnaissificados
(tonalíticos e granodioríticos) e migmatitos, com orientação geral NW-SE, que
afloram especialmente entre a Serra da
Nexêbra e a Serra da Quinta (Chão de
Couce a Alvaiázere), Maçãs de D. Maria e
Beco (Ferreira do Zêzere). Assim, os ortognaisses apresentam uma franca blastese de
feldspatos e uma foliação gnáissica bem
desenvolvida. Devido à intensa deformação alguns destes corpos podem ser verdadeiros blastomilonitos. Em afloramento,
as rochas migmatíticas fazem a passagem
aos metassedimentos e exibem estruturas
lenticulares da migmatização. No seio dos
tonalitos gnáissicos podem observar-se restitos de anfibolitos e metassedimentos.
Próximo às localidades do Ral e do Casal
do Zote (Ferreira do Zêzere), no seio dos
tonalitos gnáissicos afloram, com orientação geral NW-SE, gabros olívinicos,
gabro-noritos olivínicos e noritos horneblêndicos, em manchas descontínuas
(GAMA PEREIRA, 1987). Estes afloramentos não estão em geral bem expostos
estando, em regra, muito alterados. Só os
núcleos dos blocos afectados pela alteração
e por disjunção esferoidal permitem amostras relativamente sãs.
Unidade de Arega–Beco
Esta unidade é constituída genericamente por micaxistos de cor cinza-dourada ou acastanhada, com uma zonografia
metamórfica progressiva no sentido do
eixo da antiforma, desde a zona da clorite
à zona da biotite, zona da estaurolite +
granada e da silimanite + feldspato potássico. Em alguns locais, próximo ao contacto, que está relativamente tectonizado, os
gnaisses tonalíticos e granodioríticos, passam a ter uma composição granítica e
tomam um aspecto essencialmente migmatítico.
Unidade de Vale de Canas e da
Ribeira do Brás
A Unidade dos filádios negros e verdoengos corresponde a uma estreita faixa,
com uma orientação geral NNW-SSE. Do
ponto de vista litológico são filádios quart-
56 Chaminé et al.
Figura 7. Mapa geológico de pormenor do sector de Coimbra–Espinhal–Alvaiázere (Tomar) (adaptado de GAMA PEREIRA, 1987, e levantamentos inéditos de L. C. Gama Pereira).
zo-sericíticos e clorítico-moscovíticos, com raras
intercalações de níveis de metaliditos negros. Os
filádios apresentam uma granularidade fina, de
coloração esverdeada a negra, em regra acetinados, e registam-se neles, frequentemente, filonetes de quartzo de exsudação. Estes filádios encontram-se muito deformados e são os materiais
onde melhor se registam os (micro)dobramentos, em regra, muito apertados.
Unidade dos Amarelos
No sector SW da antiforma de AgudaArega, entre Alvaiázere e Figueiró dos
Vinhos, foi definida a Unidade dos
Amarelos (GAMA PEREIRA, 1983,
1984a, b, 1987) sendo composta, da base
para o topo, por: quartzitos finos, metagrauvaques e filitos, metarenitos, metapórfiros (ácidos) por vezes com fenoclastos
de feldspato bem desenvolvidos, finas
laminações de material vulcanossedimentar, metagrauvaques e xistos. Estas litologias encontram-se, por vezes, muito alteradas, mas mostrando aspectos macroscópicos típicos desta unidade tectonoestratigráfica, especialmente as laminações finas
de metavulcanitos ácidos, intercalados
com metarenitos finos de cor verdoenga ou
beije claro a cinza; ou, os níveis de metarenitos finos, com intercalações de xistos
argilosos, que alteram para tons beije claro
com intercalações de metapórfiros que
alteram para tons brancos. Esta unidade
dos Amarelos está discordante sobre os
micaxistos e/ou filádios e filitos do
Proterozóico superior.
Unidades da Portela do Ceira e da
Ponte de Penela
As unidades tectonoestratigráficas da
Portela do Ceira e da Ponte de Penela são
formadas, genericamente, por metapelitos
negros que foram recentemente datadas na
região de Coimbra e do Espinhal, respectivamente (CHAMINÉ et al., 2000b,
2001b, 2002, 2003). Estas rochas metapelíticas negras, acetinadas, foram palinologicamente datadas como Devónico médiosuperior (FERNANDES et al., 2001;
CHAMINÉ et al., 2000b, 2002, 2003).
Assim, entre a região da grande Coimbra e
o Espinhal (Serra de Penela) e, naturalmente, mais a sul, afloram, em áreas restritas, rochas metapelíticas, de cor negra,
granularidade fina, e apresentando um
metamorfismo orgânico baixo (MOÇO et
al., 2001b; CHAMINÉ et al., 2003).
Nestes metapelitos ocorrem alternâncias
de bancadinhas metapsamíticas, quartzo-
sas, de cor cinzenta, e com dimensões centimétricas. Registam-se ainda intercalações de níveis, milimétricos, de filonetes de
quartzo de exsudação, bem como de finos
níveis de rochas metacarbonatadas. Estas
rochas apresentam-se em níveis compactos
com granularidade fina e cor castanha
esverdeada clara. Os níveis cartografados
têm uma possança média que não ultrapassa uma dezena de centímetros. Estudos
mineralógicos apontam para a existência,
nos níveis metacarbonatados da Unidade
da Portela do Ceira, de concentrações
minerais argilosas de cor branca correspondentes a um politipo da caulinite, a
dickite, e seus interestratificados caulinite–dickite (CHAMINÉ et al., 2001b,
2002, 2003).
UM ENSAIO DE CORRELAÇÃO
T E C T O N O E S T R AT I G R Á F I C A :
SÍNTESE E DISCUSSÃO
TRABALHOS PRÉVIOS
O substrato ante-Pérmico entre Porto e
Albergaria-a-Velha forma uma faixa, aproximadamente sub-triangular, com 50 km
de extensão longitudinal e 10 km de largura máxima que totaliza uma área de 500
km2. O seu limite ocidental estabelece-se
entre Porto (Foz do Douro), Vila Nova de
Gaia (Canidelo a Valadares), Espinho e
Estarreja, e o limite oriental entre S. João
da Madeira, Oliveira de Azeméis e
Albergaria-a-Velha. O sector de
Porto–Albergaria-a-Velha suscitou, desde
muito cedo, a curiosidade e a realização de
estudos geológicos. Dos trabalhos que lhe
foram dedicados destacam-se como mais
relevantes os de SHARPE (1849), C.
58 Chaminé et al.
RIBEIRO (1860), DELGADO (1870,
1905), BARATA (1910), SOUZABRANDÃO (1914), ROSAS DA SILVA
(1936), FREIRE DE ANDRADE
(1938/40), COSTA (1938, 1958), SOARES DE CARVALHO (1945, 1947),
MESQUITA (1952), COSTA & TEIXEIRA (1957), ASSUNÇÃO (1962), TEIXEIRA (1970, 1976), SEVERO GONÇALVES (1974), RIBEIRO et al. (1980),
BORGES et al. (1985, 1987), MENDES
(1988), BEETSMA (1995), NORONHA
& LETERRIER (2000), CHAMINÉ et al.
(1995, 1998b, 2000a, b, 2003),
FERNÁNDEZ et al. (2003). Para uma
revisão bibliográfica aprofundada e exaustiva sobre a região em questão consultar os
trabalhos de CHAMINÉ (2000) e de
CHAMINÉ et al. (2003).
No que respeita aos restantes sectores
a sul da região de Albergaria-a-Velha até
Coimbra encontra-se mal conhecido,
sobretudo o limite cartográfico e a tectonoestratigrafia da sutura entre a ZOM e a
Zona Centro-Ibérica (ZCI), à parte o que
consta fundamentalmente dos trabalhos
de DELGADO (1908), SOUZABRANDÃO (1915/16), COSTA (1950),
CHARNAY (1962), COURBOULEIX
(1972, 1974), COURBOULEIX & ROSSET (1974), POTRÓ (1995), MOÇO et
al. (2001a, b), FERNANDES et al.
(2001), CHAMINÉ et al. (2000a, b,
2001, 2002, 2003). A Sul da região de
Coimbra e, em particular, no sector entre
Espinhal–Alvaiázere–Tomar, os trabalhos
de COSTA SIMÕES (1860) e de DELGADO (1870, 1905) foram pioneiros. Nesse
mesmo sector, actualmente, a sutura
encontra-se bem controlada e caracterizada
em resultado de trabalho de investigação
pormenorizado (GAMA PEREIRA, 1983,
1984a, b, 1987, 1988a, b, 1991, 1998; A.
PEREIRA & GAMA PEREIRA, 1994) e,
no sector de Tomar–Sardoal, destacam-se
os trabalhos de GONÇALVES et al.
(1979), CARVALHOSA & GONÇALVES
(1981-82), CONDE (1984), CONDE &
GAMA PEREIRA (1993), PEREIRA et
al. (1998a, b) e PEREIRA & RIBEIRO
(2001) que contêm importante informação
para a caracterização deste sector.
UM ENSAIO DE CORRELAÇÃO
TECTONOESTRATIGRÁFICA
A ZOM constitui uma área considerável da Península Ibérica e, em particular,
do território português sendo ocupada por
terrenos em geral muito deformados e
metamorfizados de idade proterozóica a
paleozóica. Os terrenos ante-câmbricos
que formam a faixa de cisalhamento de
Badajoz-Córdova pertencem, segundo a
mais recentemente sistematização, a duas
grandes unidades tectonoestratigráficas,
que do topo para a base são (QUESADA et
al., 1990, QUESADA, 1996):
i) Série sin-orogénica (substrato):
Complexo
vulcano-sedimentar
e
Complexo turbidítico (“Série Negra”, s.l.:
Formações de Tentudía e de Montemolín);
ii) Série pré-orogénica (faixa blastomilonítica): Unidade Alóctone superior
(Complexos turbidítico e vulcano-sedimentar); Unidade de Sierra Albarrana
(metapelitos e metagrauvaques, quartzitos com granada e/ou distena) e
Unidade Acrecional (gnaisses, migmatitos e metavulcanitos).
Uma das características marcantes da
ZOM é a individualização de vários núcle-
os de antiformas de rochas precâmbricas,
subparalelos entre si, e com uma orientação geral NW-SE. Vários autores (e.g.,
LEFORT & RIBEIRO, 1980; HERRANZ,
1985; GAMA PEREIRA, 1987; QUESADA et al., 1990; RIBEIRO et al., 1990b),
referiram, por exemplo, que as rochas precâmbricas da ZOM estão compartimentadas em grandes blocos muito estreitos,
alongados e separados por mega-acidentes
tectónicos, com uma orientação NW-SE.
Logo, verificar-se-ia uma evolução geotectónica particular dentro de cada megabloco, com unidades de diferente significado estratigráfico e separadas por descontinuidades tectónicas entre elas (unidades
tectonoestratigráficas), o que estaria na
origem da grande variação observada no
estudo da litologia e da estrutura segundo
geotransversais NE-SW. Para além disso
há uma ausência generalizada de registo
fossílifero nas unidades metapelíticas
muito deformadas. Assim, desta compartimentação resulta uma grande dificuldade
no estabelecimento de correlações tectonoestratigráficas entre as unidades precâmbricas definidas, quer nos sectores a Oeste
da faixa de cisalhamento de Porto–Tomar
quer nos sectores setentrionais e meridionais da faixa de cisalhamento de
Tomar–Córdova.
Na última década do Século XX surgiram vários trabalhos de índole tectonoestratigráfica e tectonometamórfica de
extrema relevância para diferentes sectores da faixa de cisalhamento de Tomar–
Badajoz–Córdova (ZOM). Cite-se, entre
outros, os trabalhos de: ABALOS (1992),
FONSECA & RIBEIRO (1993), GONÇALVES & CARVALHOSA (1994),
QUESADA et al. (1994), EGUILUZ et al.
(1996), FONSECA (1995, 1996),
ARAÚJO (1995), ARAÚJO & RIBEIRO
(1995, 1996), M. PEREIRA &
BRANDÃO SILVA (1996), BRANDÃO
SILVA (1996, 1998, 1999), QUESADA
(1996). Para referências bibliográficas
anteriores a 1992 consultar os trabalhos
de referência de TEIXEIRA (1981), de
QUESADA et al. (1990) e de OLIVEIRA
et al. (1991).
Os quadros 2 e 3 apresentam a síntese dos principais trabalhos sobre a tectonoestratigrafia da região de Porto–Tomar
e um ensaio de correlação entre as unidades tectonoestratigráficas consideradas
para os diferentes sectores da faixa de
cisalhamento de Porto–Tomar (ZOM),
respectivamente.
Numa primeira aproximação pode
referir-se que existe em todos os sectores
uma espessa sequência metassedimentar
pelito-psamítica de tonalidade escura,
com frequentes intercalações de metaliditos negros, de metavulcanitos e de rochas
metacarbonatadas, a qual representa genericamente a “Série Negra” (CARVALHOSA, 1965, 1983). Além disso, verifica-se
também a ocorrência de rochas ortoderivadas onde se diferenciam gnaisses (ortognaisses, gnaisses ocelados, gnaisses blastomiloníticos) e migmatitos. Estas fácies da
região de Porto–Albergaria-a-Velha
(ZOM) foram também reconhecidas e susceptíveis de serem correlacionadas com os
termos superiores, alóctones, da série precâmbrica de Trás-os-Montes (RIBEIRO et
al., 1964) ou, na terminologia actual, seria
equiparável ao “Complexo do Carreamento
das Unidades Inferiores” da região de
Morais–Bragança (RIBEIRO et al., 1990a;
MARQUES et al., 1996).
Quadro 2. Síntese dos principais trabalhos sobre tectonoestratigrafia das faixas de cisalhamento de Porto–Coimbra–Tomar e de
Tomar–Badajoz–Córdova.
60 Chaminé et al.
Quadro 3. Um ensaio de correlação estratigráfica entre os sectores da faixas metamórficas de Porto–Coimbra–Tomar e Tomar–Badajoz–Córdova
(ZOM).
62 Chaminé et al.
As unidades tectonoestratigráficas
(Un.) do sector de Espinho–Albergaria-aVelha apresentam uma similitude litológica e estratigráfica razoável com as unidades definidas nos sectores de
Espinhal–Figueiró dos Vinhos (GAMA
PEREIRA, 1987) e de Tomar-Sardoal
(GONÇALVES et al., 1979; CARVALHOSA & GONÇALVES, 1981-82;
CONDE, 1984; PEREIRA et al. 1998a,
b). Assim, a Unidade de Arada e a
Unidade de Espinho serão equivalentes às
unidades tectonoestratigráficas — quer às
definidas nas antiformas de Arega e do
Beco (referenciadas neste trabalho como
Unidade dos filádios negros e verdoengos
de Vale de Canas e da Ribeira do Brás) por
GAMA PEREIRA (1987) quer às definidas, ainda que de carácter preliminar, na
região de Tomar, por PEREIRA et al.
(1998a) — designadas genericamente em
ambos os sectores por “Série Negra”
(sequência turbidítica composta, normalmente, no seu topo por alternâncias de
metapelitos e grauvaques de tons escuros
com níveis de quartzitos negros, e na sua
base por micaxistos biotíticos granatíferos
e estaurolíticos).
No NE Alentejano a “Série Negra” foi
reconhecida, especialmente, nos trabalhos
de CARVALHOSA (1965) e de GONÇALVES (1971, 1978, 1984), e é na
região de Portalegre que é descrita por
GONÇALVES & PALÁCIOS (1984), pela
primeira e única vez em Portugal, a ocorrência de microfósseis na “Série Negra”.
Estes microfósseis possuem um invólucro
orgânico (Eomicrhystridium) e sugerem uma
idade proterozóica superior para esta série.
Contudo, para GONÇALVES & V.
OLIVEIRA (1986) a designação de “Série
Negra” deve ser abandonada, em virtude
da sua imprecisão estratigráfica, e substituída pelas seguintes formações (Fm.), do
topo para a base: Formação de Mosteiros e
Formação de Morenos. Com efeito, as
Unidades de Arada e de Espinho são correlacionáveis, respectivamente, com a
Formação de Mosteiros e a Formação de
Morenos, ou, segundo as terminologias mais
antigas (RIBEIRO, 1979), teriam equivalência ao Complexo Monometamórfico. De
acordo com os trabalhos de HERRANZ
(1983, 1984, 1985), equiparam-se à parte
superior do Complexo inferior (Beturiano)
e a parte do Complexo intermédio
(Alcudiano).
Também para a região de BadajozCórdova, QUESADA et al. (1990) referem-se ao Grupo da “Série Negra" que
incluem no denominado Super-Grupo de
Valencia de las Torres–Cerro Muriano
(Série pré-orogénica). Posteriormente,
QUESADA (1996) apresenta uma nova
sistematização da tectonoestratigrafia da
região espanhola, na qual considera as unidades tectonoestratigráficas do substrato
da ZOM compostas pelas seguintes, do
topo para a base: Complexo VulcanoSedimentar e “Série Negra”. Esta última é
formada por duas formações em aparente
continuidade estratigráfica (EGUILUZ,
1988), do topo para a base: Formação
Tentudía (metagrauvaques) e Formação
Montemolín (sucessão possante de metapelitos e metagrauvaques quartzosos, com
intercalações de metaliditos negros e,
localmente, mármores; no topo ocorre
uma bancada espessa de metavulcanitos —
Anfibolitos de Montemolín). Assim, as
Unidades de Arada e de Espinho, do sector
de Espinho–Albergaria-a-Velha, podem
equiparar-se ao Grupo da “Série Negra”,
do Super-Grupo de Valencia de las
Torres–Cerro Muriano, e mais concretamente a Unidade de Arada pode estar relacionada com uma parte da Formação de
Montemolín.
A Unidade de Lourosa, unidade parautóctone basal do sector de Espinho–
Albergaria-a-Velha, equipara-se às unidades tectonoestratigráficas designadas por
(NORONHA, 1994; NORONHA &
LETERRIER, 2000) ou, mais concretamente, às Unidades dos Gnaisses da Foz
do Douro e de Lordelo do Ouro (este trabalho) do sector da Foz do Douro (Porto).
Equipara-se também à Unidade dos gnaisses e migmatitos de Maçãs de D.Maria, da
região de Espinhal–Figueiró dos Vinhos
(GAMA PEREIRA, 1987, 1998); e no
sector Tomar-Sardoal é comparável ao
designado Complexo de gnaisses e migmatitos (PEREIRA et al., 1998a). Na
região do NE Alentejano a Unidade de
Lourosa é correlacionável com a
Formação de Campo Maior (gnaisses e
migmatitos, com intercalações de anfibolitos) da faixa blastomilonítica da antiforma de Crato–Campo Maior (GONÇALVES, 1971, 1978).
Em Espanha, a Unidade de Lourosa
corresponderá, globalmente, à Formação
Blastomilonítica segundo DELGADOQUESADA (1971), ao Complexo polimetamórfico de RIBEIRO (1979), ao
Complexo Inferior considerado por
HERRANZ (1983, 1984b, 1985) e ao
Grupo da Formação Blastomilonítica de
QUESADA et al. (1990).
QUESADA (1996) considerou a existência das denominadas unidades tectono-
estratigráficas da faixa de cisalhamento de
Badajoz-Córdova. Estas unidades são delimitadas por descontinuidades tectónicas
maiores e organizam-se do seguinte modo,
do topo para a base: Unidade Alóctone
Superior (semelhante à Formação de
Montemolín, “Série Negra” inferior, e a
uma sucessão vulcano-sedimentar superior
correlacionada com a Formação de
Malcocinado), a Unidade de Sierra
Albarrana (micaxistos de “El Hoyo”,
metarenitos arcósicos e quartzitos com
‘Scolithos’, Formação de Albarrana; e complexo superior de micaxistos aluminosos,
Formação de Atalaya ou Formação de
Albariza), e a Unidade Acrecional (constituída por um conjunto de rochas muito
deformadas: gnaisses, eclogitos, metaperidotitos e metavulcanitos).
Devido à semelhança litológica e tectonoestratigráfica
correlacionou-se
a
Unidade alóctone de S. João-de-Ver, definida no sector de Espinho–Albergaria-aVelha, com a Unidade dos Amarelos (sector Espinhal-Figueiró dos Vinhos) e com a
Formação da Urra (NE Alentejano).
Assim, no sector de Espinhal–Figueiró dos
Vinhos foi definida a Unidade dos
Amarelos (GAMA PEREIRA, 1984a,
1987) composta, da base para o topo, por:
quartzitos, metarenitos, metapórfiros com
fenoclastos bem desenvolvidos de feldspato, micaxistos, e metagrauvaques. Com
efeito, GAMA PEREIRA (1987) paraleliza a Unidade dos Amarelos à Formação da
Urra. Segundo este autor, este facto daria
relevo a uma íntima relação do CXG com
os terrenos precâmbricos de Ossa-Morena
e marcaria uma linha paleogeográfica
importante que podia separar significativamente os terrenos da ZOM e da ZCI,
64 Chaminé et al.
bem antes das relações com terrenos do
Paleozóico inferior que quase sempre
cobrem este contacto ao longo duma zona
caracterizada por forte instabilidade tectonossedimentar. Com efeito, a existência de
uma paleo-sutura deverá estar mais próxima daquele limite paleogeográfico, o que
justificaria e seria responsável pela instabilidade observada ao longo da faixa de cisalhamento supracitada. Não admirará por
isso que só ocasionalmente possa ser observada e daí o enorme problema da definição
do limite entre as duas zonas. A instabilidade seria marcada pela deposição contínua ou sincopada de sedimentos do
Paleozóico associada a sucessivas fases de
distensão a que se associam produtos vulcânicos de cariz essencialmente alcalino ou
hiperalcalino (GAMA PEREIRA, 1987).
A Formação da Urra (GONÇALVES,
1969, 1971, 1978) ocorre sobre a
Formação de Mosteiros, a norte do antiforma de Campo Maior–Crato (NE Alentejo),
e apresenta dois membros bem diferenciados do ponto de vista litológico que da
base para o topo são (OLIVEIRA et al.,
1990): um conjunto inferior de rochas
com um aspecto “porfiróide”, constituído
por metarcoses com clastos de quartzo,
metaconglomerados e metapórfiros ácidos
de granularidade grosseira; e um conjunto
superior turbidítico formado por micaxistos e metagrauvaques. O contacto do
membro inferior com a Formação de
Mosteiros parece fazer-se de uma maneira
brusca marcando possivelmente uma discordância estratigráfica (OLIVEIRA et al.,
1990) ou então corresponderá a uma descontinuidade tectónica maior. Em
Portalegre e no Sardoal a Formação da
Urra contacta por cavalgamento com as
formações do Ordovícico da ZCI (GONÇALVES, 1971, 1978).
No bordo Oeste da faixa de cisalhamento de Porto–Tomar ocorre uma tectónica de imbricação que proporcionou a
existência de unidades tectonoestratigráficas com metamorfismo contrastante de
vizinhança variável (e.g., SEVERO GONÇALVES, 1974; GAMA PEREIRA, 1987;
CHAMINÉ, 2000). Evidências litotectónicas e micropaleontológicas descobertas
quer na região de Estarreja–Albergaria-aVelha quer na região de Coimbra–
Espinhal (cf. CHAMINÉ, 2000; FERNANDES et al., 2001; CHAMINÉ et al.
2000a, b, c; 2003) revelaram — pela primeira vez neste megasector da ZOM — a
imbricação de material metapelítico, do
Devónico (a datação palinológica permitiu
atribuir um intervalo temporal entre o
Givetiano Superior a Frasniano Inferior;
FERNANDES et al., 2000, 2001) e do
Carbonífero (Namuriano; FERNANDES
et al., 2001), em filádios granatíferos do
Proterozóico Superior (segundo BEETSMA, 1995). As similitudes litotectónicas e
paleontológicas, flagrantes entre os bordos
da ZOM dos sectores de Porto–Tomar e de
Vendas Novas–Ferreira do Alentejo (e.g.,
van den BOOGAARD 1963, 1972;
CONDE & SOARES DE ANDRADE,
1974; MOUTINHO DA SILVA, 1988; Z.
PEREIRA & OLIVEIRA, 2001a, b) permitem deduzir que a influência da faixa de
cisalhamento principal se prolongará para
Sul de Tomar até à região de Ferreira do
Alentejo, assumindo a designação de faixa
de cisalhamento de Porto–Tomar–Ferreira
do Alentejo (CHAMINÉ, 2000; PEREIRA & RIBEIRO, 2001; CHAMINÉ et al.,
2000b, 2003; RIBEIRO et al., 2003).
O registo de estruturas no material
metapelítico negro do Paleozóico médio–
superior, na região entre Estarreja e o
Espinhal, atesta a acção de uma tectónica
de imbricação em relação ao substrato do
Proterozóico superior (segundo BEETSMA, 1995). A originalidade destes afloramentos é, quer em termos litológicos quer
em termos estruturais, muito semelhante
às descrições do Grupo da “Série Negra”
(Séries de Mares e de Água de Peixes) da
ZOM Alentejana (DELGADO, 1905;
CARVALHOSA, 1965, 1983; GONÇALVES & V. OLIVEIRA, 1986). O reconhecimento, pela primeira vez, destas rochas
de idade próxima ao limite do Devónico
Médio-Superior/Carbonífero, e, bem
assim, a sua relação espacial com a faixa de
cisalhamento de Porto–Tomar, tem particular importância em termos de geologia
regional, sendo plausível a comparação
com as idades palinológicas dos grupos
envolventes do Pulo do Lobo. Assim, tal
como acontece nas unidades metapelíticas
do Alentejo — Formação dos Xistos de
Moura ou o Complexo Filonítico de
Moura (e.g., FONSECA, 1995; ARAÚJO,
1995; ARAÚJO et al., 2000), próximo ao
bordo Oeste da faixa de cisalhamento de
Porto–Albergaria-a-Velha, a Unidade de
Arada encontra-se amalgamada com
outras unidades mais recentes (Unidades
de Albergaria-a-Velha e de Sernada do
Vouga), formando um imbricado tectónico de unidades com idades distintas
(CHAMINÉ, 2000a, b; CHAMINÉ et al.,
2003), vulgarmente referido pelos autores
anteriores como ‘mélange’ tectónica. Em
síntese, importa destacar que as rochas
metapelíticas das Unidades de Albergariaa-Velha e de Sernada do Vouga atestam a
acção de uma tectónica de imbricação em
relação ao substrato do Proterozóico
Superior. No Devónico Médio o acidente
de Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo terá
funcionado como uma falha de desligamento gerando estreitas bacias internas,
aparentemente do tipo “pull-apart basin”,
similares às descritas em áreas adjacentes a
falhas deste tipo relacionadas com regimes
transtensivos (e.g., Falha de ‘San Andreas’
vs. Falha de ‘Garlock’, Califórnia, E.U.A.;
ver RIBEIRO, 2002). Alguns desses
estreitos sulcos foram preenchidos por
metassedimentos e/ou por rochas máficas
preservando-se, assim, núcleos de estruturas de idade mais recente incorporadas
num substrato mais antigo. Convém ainda
sublinhar que os presentes dados reforçam
a possibilidade (MOÇO et al., 2001a, b, c;
CHAMINÉ et al., 2000a; 2003) da existência de unidades metapelíticas do
Paleozóico médio-superior sob o substrato
da Bacia Lusitaniana com conteúdo orgânico e maturação favoráveis à génese das
ocorrências de hidrocarbonetos presentes
na mesma bacia. A sua existência poderá
indiciar um contributo importante sobre
hidrocarbonetos gerados em unidades
metapelíticas ante-Pérmicas, já sugerido
por BLESS et al. (1977) e, mais recentemente, por UPHOFF et al. (2002).
Uma consequência natural desta nova
sistematização tectonoestratigráfica da
faixa metamórfica de Porto–Albergaria-aVelha (ZOM) é o estabelecimento de
correlações com os restantes sectores portugueses da ZOM. Assim, as unidades
ante-paleozóicas consideradas para os sectores da Foz do Douro (Porto) e de
Espinho–Albergaria-a-Velha–Águeda
podem correlacionar-se, do ponto de vista
66 Chaminé et al.
tectonoestratigráfico, entre si. Estes por
sua vez podem ter seus equivalentes tectonoestratigráficos nos sectores de
Coimbra–Alvaiázere, de Sardoal–Tomar, e
de Abrantes–Campo Maior:
i) a Unidade de S. João-de-Ver será
paralelizável à Unidade dos Amarelos
(GAMA PEREIRA, 1987), e à Formação
da Urra (GONÇALVES, 1978, 1984),
sendo-lhe atribuída uma idade proterozóica superior a câmbrica inferior [?];
ii) as Unidades de Arada e de Espinho
serão equivalentes, respectivamente, às
Formações de Mosteiros e de Morenos
(GONÇALVES & OLIVEIRA, 1986), às
Unidades dos filádios negros e verdoengos
de Vale de Canas e da Ribeira do Brás
(“Série Negra”), ou ao Grupo da “Série
Negra” (CARVALHOSA, 1965; GAMA
PEREIRA, 1987; QUESADA et al., 1990;
PEREIRA et al., 1998a, b); estas unidades
terão uma idade proterozóica superior (ou
Brioveriano superior);
iii) as Unidades de Lourosa superior e
inferior (e de Pindelo), corresponderão ao
— Unidades de Lordelo do Ouro e dos
Gnaisses da Foz do Douro, às Unidades
dos gnaisses e migmatitos de Maçãs de
D.Maria e dos micaxistos de Arega–Beco
(GAMA PEREIRA, 1987) e, ainda, ao
Complexo de Gnaisses e Migmatitos
(PEREIRA et al., 1998a, b), à Formação
de Campo Maior (GONÇALVES, 1971,
1978), e ao Grupo da Formação
Blastomilonítica (DELGADO-QUESADA, 1971; GONÇALVES, 1978; QUESADA et al., 1990); estas unidades terão
uma idade proterozóica média a superior
(ou Brioveriano médio a superior).
IMPLICAÇÕES
GEODINÂMICAS
NO CONTEXTO DA IBÉRIA
A organização geométrica e cinemática
interna desde a escala mesoscópica até à
microscópica, nos litótipos da ZOM, são
coerentes com aquelas estruturas. O
padrão microestrutural observado reproduz fielmente a tectónica regional, observando-se normalmente o desenvolvimento
de uma foliação semidúctil, nos metamorfitos cisalhados, correspondendo à foliação
desenvolvida pela 1ª fase regional Varisca.
Posteriormente é cisalhada e reorientada
por cisalhamentos direitos com orientação
geral N10ºW.
A designada faixa de cisalhamento de
Porto–Tomar é responsável pela arquitectura do bordo ocidental do Maciço Ibérico.
Sobre ela se instalou uma rede de fracturação pós-Pérmica, responsável pela estruturação do próprio bordo. Os retalhos isolados dos terrenos da ZOM, respeitam uma
arquitectura que se explica através de um
modelo com características tipo ‘Riedel’.
Mais complexa parece ser a razão da proximidade daqueles terrenos já que ainda não
foram observados ou interpretados contactos litológicos e estratigraficamente contínuos, mas sim, inequivocamente, limites
controlados por uma tectónica complexa
(SEVERO GONÇALVES, 1974; GAMA
PEREIRA, 1987; CHAMINÉ, 2000).
Sendo os contactos descontínuos, facilmente se aponta para a necessidade de
terem decorrido de um processo orogénico
ante-Varisco, ou de um processo transcorrente importante, mas não coerentemente
formulado até à data. Os defensores (e.g.,
GAMA PEREIRA, 1987, 1998; PEREIRA et al., 1998a; NORONHA & LETE-
RRIER, 2000; CHAMINÉ, 2000;
FERNÁNDEZ et al., 2003) de que aquelas relações provêm da arquitectura de
uma orogenia ante-Varisca mostram que
os marcadores geológicos disponíveis
apontam para uma idade precâmbrica
superior (relacionada com o Ciclo
Cadomiano). Assim sendo a arquitectura
Varisca, que marca fortemente ambos os
terrenos, pode privilegiar activamente
uma zona de fragilidade antiga do substrato. Mas a arquitectura regional da faixa de
cisalhamento de Porto–Tomar, em si,
parece decorrer da evolução da 2ª fase
regional Varisca, tal como parece estar
bem registado na deformação do
Paleozóico envolvido com os terrenos da
ZOM ao longo da faixa citada, especialmente nos sectores entre Espinho e
Albergaria-a-Velha (CHAMINÉ, 2000)
e entre Espinhal e Tomar (GAMA
PEREIRA, 1987).
O megacisalhamento de Porto–
Tomar–Ferreira do Alentejo pode ser considerado, com base em argumentos tectónico-regionais (CHAMINÉ, 2000;
CHAMINÉ et al., 2000a, b, 2003; RIBEIRO et al., 2003), como um dos acidentes
mais antigos do Maciço Ibérico (e.g.,
LEFORT, 1979, 1989; LEFORT &
RIBEIRO, 1980; GAMA PEREIRA,
1998; MARTÍNEZ-CATALÁN, 1990;
DIAS & RIBEIRO, 1993; SHELLEY &
BOSSIÈRE, 2000; RIBEIRO et al., 2003).
Este megacisalhamento intersectado pela
faixa de cisalhamento de Tomar–
Badajoz–Córdova, foi reinterpretado como
um acidente estrutural profundo do tipo
falha transcorrente que marca um contexto de interplaca. Este acidente estaria activo desde as fases precoces da orogenia
Varisca (Silúrico Superior a Devónico
Inferior) e, provavelmente, durante todo o
“Ciclo de Wilson” Varisco. Contudo, há
outras perspectivas sobre a evolução geodinâmica deste complexo acidente tectónico
no contexto das Variscides Ibérica (e.g.,
BRANDÃO SILVA, 1996, SHELLEY &
BOSSIÈRE, 2001, M. PEREIRA &
BRANDÃO SILVA, 2001).
Deste modo, segundo a nossa perspectiva, ganha forma um modelo tectonoestratigráfico associado a uma falha de grande expressão, activa no espaço–tempo
Varisco [s.l.; i.e., ca. 420–290 Ma], colmatado sob a forma de um sulco profundo,
que regista uma deformação mais intensa
num dos seus blocos (bloco ocidental), e
que poderá dar origem a um deslocamento Norte–Sul, muito significativo, ao
longo do acidente Porto–Tomar–Ferreira
do Alentejo. Se associarmos os acidentes
de Porto–Tomar, com direcção geral N-S,
e de Ferreira do Alentejo–Ficalho, com
orientação geral E-W, há a evidência de
uma geodinâmica que preserva uma
importante sutura de natureza ofiolítica,
comprovada no bordo Sul, ao longo do acidente Ferreira do Alentejo–Ficalho (ver
SOARES de ANDRADE, 1978, 1983,
1985; FONSECA, 1995; ARAÚJO,
1995; FONSECA et al., 1999) e possivelmente um esboço de oceanização incipiente abortado ao longo do acidente de
Porto–Tomar
(CHAMINÉ,
2000;
CHAMINÉ et al., 2000b). Esta última
possibilidade é apoiada pela existência de
numerosos retalhos de anfibolitos (s.l.)
com quimismo de tendência “MORB” e
de ultramafitos (SOUZA-BRANDÃO,
1914; MONTENEGRO DE ANDRADE,
1977; BRAVO & ABRUNHOSA, 1978;
68 Chaminé et al.
PORTUGAL FERREIRA, 1982; GAMA
PEREIRA, 1987; MENDES, 1988;
CHAMINÉ, 2000) em conjugação com
processos metassomáticos e/ou hidrotermais intensos, em termos de circulação de
paleofluidos, na faixa de cisalhamento de
Porto–Tomar (e.g., BOBOS & GOMES,
1998; CHAMINÉ, 2000; CHAMINÉ et
al., 2001), que indiciam a natureza profunda deste acidente tectónico maior.
AGRADECIMENTOS
Esta publicação sintetiza o estudo tectonoestratigráfico desenvolvido na região
de Espinho–Albergaria-a-Velha (ZOM/
ZCI) e sectores envolventes, e inclui parte
das principais conclusões da dissertação,
apresentada à Universidade do Porto, de
HIC. Este beneficiou de uma bolsa da
Fundação para a Ciência e a Tecnologia
(FCT), no período de 1994/1997 (BD/
2633/ 93-RN) na Universidade do Porto,
e de uma bolsa de pós-doutoramento da
FCT (SFRH/ BPD/ 3641/ 2000) na
Universidade de Aveiro. Este trabalho
recebeu apoio dos projectos TECTIBER/
FCT, PRAXIS/ CTA/ 82/ 1994 e MODELIB/ FCT (POCTI/ 35630/ CTA/ 2000–
FEDER). Aos Drs. José Teixeira, Eduardo
Carvalho e Carla Ribeiro pelo apoio na
execução das ilustrações. Os autores agradecem as discussões frutuosas, e apoio de
ordem vária, dos colegas do Instituto
Geológico e Mineiro (IGM), especialmente nos anos de 1994/1995, com os
Doutores E. Sousa Pereira e B. Barbosa, os
Drs. N. Ferreira, Y. Pedrosa, P. Castro, C.
Meireles, o Professor Eng. M. R. Machado
Leite, a Eng. M. E. Moreira, o Dr. J.
Amaral Ferreira e o Sr. José Oliveira
Rocha. Uma palavra de gratidão aos Srs.
Norberto Silva, Júlio Oliveira e F. Cardoso
(IGM), por todo apoio de campo, no ano
de 1994, ao trabalho de HIC. Aos Drs. L.
P. Moço e J. P. Fernandes, aos Professores
D. Flores, A. Almeida, F. Sodré Borges e
M. Montenegro de Andrade (Porto), e aos
Professores C. Gomes, F. T. Rocha e M.
Serrano Pinto (Aveiro), todo o apoio e discussão franca nas suas especialidades.
As discussões e informações várias, no
contexto da geologia Peninsular, tidas
com o Professores Alberto Marcos
(Oviedo), José M. Munhá (Lisboa), Ary
Pinto de Jesus (Porto), Alexandre Araújo
(Évora), Assunção Araújo (Porto), e os
Doutores J. Leterrier (Nancy), S. LlanaFúnez (Oviedo), Alberto Gomes (Porto) e
C. Quesada (Madrid) foram preciosas para
o refinamento das ideias deste artigo. Por
fim, um agradecimento muito especial ao
Professor António Ribeiro (Lisboa) pelas
numerosas discussões sobre a temática do
presente trabalho e saídas de campo a
muitos dos afloramentos chave, bem
como pelas discussões animadas sobre os
modelos geotectónicos e suas comparações com os modelos análogos actuais da
região da Califórnia.
Recibido: 4-VII-03
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Geomorfologia e geologia regional do sector
de Porto–Espinho (W de Portugal):
implicações morfoestruturais na cobertura
sedimentar cenozóica
Regional geomorphology and geology from the
Porto–Espinho sector (W Portugal):
morphostructural implications to Cenozoic
sedimentary cover
ARAÚJO, M. A.1; GOMES, A.1; CHAMINÉ, H. I.2; FONSECA, P. E.3; GAMA PEREIRA, L.
C.4 & PINTO DE JESUS, A.5
Abstract
One of the most common characteristics of the Portuguese littoral is the existence of a
planed surface (the so-called “littoral platform”), situated at different altitudes and bordered from the inland by a straight relief, strongly contrasting with that planed surface.
This one is generally covered with several outcrops of the so-called Plio-Pleistocene
deposits. Till the eighties this platform has been interpretated as stable staircase of old
marine levels, registering in a passive way the eustatic variations. The rigid step bordering it easterly should be a fossil cliff. However, our study has proved that many of these
deposits have a continental origin. These continental deposits have fluvial or alluvial fan
facies and they are lying above 40 meters. Marine deposition seems to be quite rare and
it only occurs on a small western area, beneath the altitude of 40 meters, and developing
into three different marine levels. There is a rigid step between the two kinds of deposits. We think that the clear geometric separation between these deposits together with
this rigid step, indicates the results from tectonic activity. It seems that the sea must have
touched only the western part of this surface, when neotectonic movements lowered it
down. There are more evidences for neotectonic movements: a) there are faults (mainly
inverse faults) affecting the higher deposits of this littoral platform; b) the same marine
level seems to appear at different altitudes, developing an irregular pattern with a general trend dipping from the North to the South.
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 79-105
The tectonic situation seems to be related to the position of the area including two main
zones of the Iberian Massif and the Porto-Tomar shear zone. The geomorphology and
the late tertiary and quaternary deposits can help in the definition of the sense and
amplitude of recent tectonic movements. However, in order to achieve such a goal, the
interference between several kinds of phenomena (tectonics/epeirogenesis, climate, sea
level) must be studied with sufficient detail.
Key words: Littoral platform; marginal relief; alluvial fan; marine deposits; Quaternary;
neotectonics, Porto-Tomar shear zone.
(1) Gabinete de Estudos de Desenvolvimento e Ordenamento do Território (GEDES) e Departamento de
Geografia, Faculdade de Letras da Universidade do Porto. Via Panorâmica, s/n, 4150-564 Porto. Portugal.
Universidade de Aveiro.
(3) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa. Laboratório de
Tectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX). Ed. C2-5º piso, Campo Grande. 1749-061 Lisboa,
Portugal.
(4) Departamento de Ciências da Terra e Centro de Geociências (GMSG), Universidade de Coimbra. 3000272 Coimbra, Portugal.
(5) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade do Porto e Centro de Geologia da
Universidade do Porto (GIMEF, GIPEGO). Praça de Gomes Teixeira. 4099-002 Porto, Portugal.
1. INTRODUÇÃO
Um dos traços comuns a quase todo o
litoral português é a existência de uma
faixa aplanada, designada como “plataforma litoral”, com largura e altitude variáveis, que bordeja quase todo o litoral,
limitada, para o interior, por um rebordo,
rigidamente alinhado e contrastante com a
referida área aplanada. Essa plataforma
está geralmente organizada em patamares
e suporta depósitos com características
muito variadas.
A explicação tradicional veiculada nos
anos quarenta (e.g., RIBEIRO et al., 1943;
TEIXEIRA, 1949) que identificava estes
patamares como níveis de praias antigas
(figura 1), atestando as variações eustáticas
do Quaternário, limitados, para o interior,
por uma arriba fóssil foi aceite, na comunidade científica, até meados dos anos
1980. Os anos posteriores assistiram a
uma modificação sensível na visão que se
tinha da plataforma litoral portuguesa.
Das ideias de um eustatismo estrito, combinado com uma pretensa estabilidade do
continente, passou-se a uma visão mais
complexa e mais dinâmica. É essa visão
Geomorfologia e geologia regional 81
multisciplinar que pretendemos ilustrar,
apontando, também, algumas das pistas a
explorar no futuro.
2. MORFOLOGIA
No mapa da figura 2 é possível apreciar
o desenvolvimento topográfico da faixa
litoral situada nas proximidades da cidade
do Porto. A sua análise permite concluir
pela existência de uma faixa aplanada, desenvolvendo-se a partir de altitudes próximas dos 125m, mas que parece subir um
pouco para Sul, atingindo os 150m no limite Sul da área representada. Também é possível verificar que o relevo que delimita a
plataforma para o interior (“Relevo
Marginal”; ARAÚJO, 1991) tem um desenvolvimento bastante rectilíneo a sul do
Douro. O relevo marginal assume frequentemente, no seu conjunto, direcções submeridianas. Porém, em mapas de maior escala
pode ver-se que essa direcção de conjunto
mascara a existência de tramos com orientações diversas, de NNW a NNE. Isto significa que se trata de rejogos das antigas
direcções variscas, como aliás, é típico do
estilo tectónico do Maciço Hespérico.
Figura 1. Corte que resume a explicação tradicional da organização do relevo nos arredores do
Porto, segundo O. RIBEIRO et al. (1943).
82 Araújo et al.
Figura 2. Mapa hipsométrico da área entre a cidade do Porto e a lagoa de Esmoriz, com base nas
curvas de nível da Carta Corográfica de escala 1:50000 (folhas 9A, 13A); Equidistância = 25m.
A plataforma litoral suporta, frequentemente, numerosos afloramentos de
depósitos genericamente classificados
como “plio-plistocénicos” nas cartas geológicas de escala 1.50 000. Na figura 2
observa-se o desenvolvimento topográfico
da faixa litoral situada nas proximidades
da cidade do Porto. É possível identificar
três grandes conjuntos:
1 - área acima dos 130m (relevo marginal);
2 - área situada entre 130 e 50m (onde,
como veremos, ocorrem os depósitos de
fácies fluvial);
3 - área situada abaixo de 50m (onde
ocorrem os depósitos de fácies marinha).
A figura 3 foi construída a partir do
registo, numa folha de cálculo (‘Microsoft
Excel’), das altitudes máximas da plataforma litoral e do relevo marginal em
cada quadrícula de 1km de lado definido
nas cartas topográficas 1:25 000. Nesta
figura é possível verificar que, de um
modo geral, o topo da plataforma litoral
e do relevo marginal estão mais altos a
Sul do Douro e parecem continuar a subir
para Sul. Porém, essa subida não se faz
dum modo contínuo. A partir do ponto
em que se atingem cerca de 34km de distância à foz do Rio Ave, existe um ressalto que soergue o topo do relevo marginal.
Também se verifica que este relevo não é
contínuo, antes parece corresponder a
segmentos separados por colos relativamente deprimidos.
Figura 3. Desenvolvimento do relevo marginal e do topo da plataforma litoral ao longo do litoral
estudado.
84 Araújo et al.
3. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO
Do ponto de vista geológico a região
entre Porto e Espinho integra-se numa
faixa metamórfica, de direcção geral
NNW–SSE, que se prolonga desde os
arredores do Foz do Douro (Porto) até
Tomar (RIBEIRO et al., 1979, 1990,
1995; GAMA PEREIRA & MACEDO,
1983; GAMA PEREIRA, 1987;
CHAMINÉ, 2000), e se designa por faixa
de cisalhamento de Porto–Tomar (DIAS &
RIBEIRO, 1993). Esta faixa envolvendo
terrenos do Proterozóico médio-superior
(e.g., GAMA PEREIRA, 1987; BEETSMA, 1995; NORONHA & LETERRIER,
2000), faz parte do Terreno Autóctone
Ibérico, e inclui-se na Zona de OssaMorena [ZOM] (RIBEIRO et al., 1990);
contactando localmente a oriente, por
intermédio da faixa blastomilonítica de
Oliveira de Azeméis (RIBEIRO et al.,
1980), com a Zona Centro-Ibérica [ZCI]
da Cadeia Varisca Ibérica.
Definiram-se, recentemente, as seguintes unidades tectonoestratigráficas incluídas, do ponto de vista geotectónico, no
bordo da ZOM (CHAMINÉ, 2000;
NORONHA & LETERRIER, 2000, e
para pormenores sobre a sistematização
tectonoestratigráfica e o enquadramento
cartográfico regional consultar, neste volume, o trabalho de CHAMINÉ et al.
(2003), a saber: I) sector do Porto, situado
junto à orla litoral entre a foz do rio Douro
e o Forte S. Francisco Xavier. Neste sector
afloram metamorfitos que se incluem em
duas unidades tectonoestratigráficas: a
Unidade de Lordelo do Ouro (micaxistos e
quartzo-tectonitos) e a Unidade dos
Gnaisses da Foz do Douro (gnaisses, mig-
matitos e blastomilonitos). Estas unidades
definem no seu conjunto o designado
(NORONHA & LETERRIER, 2000)
parte integrante do bordo oeste da ZOM;
II) sector de Espinho–Albergaria-a-Velha:
para a ZOM, as Unidades de Lourosa inferior e superior, a Unidade de Espinho e a
Unidade de Arada (unidades do parautóctone e autóctone relativo), e a Unidade de
Pindelo bem como a Unidade de S. Joãode-Ver como unidades do alóctone; ii) para
a ZCI, a Unidade de Carvoeiro e a
Unidade do Quartzito ‘Armoricano’ de
Caldas de S. Jorge, como unidades do
parautóctone.
A faixa de cisalhamento de Porto–
Albergaria-a-Velha (s.str.) corresponde a
uma faixa com uma série de acidentes tectónicos de 1ª e de 2ª ordem de extensão
local de ca. 90km por ca. 3km de largura.
Estas falhas são caracterizadas por corresponderem a cisalhamentos, de direcção NS a NNW-SSE, com movimentação direita por vezes muito forte consoante o comportamento reológico do material face à
deformação. É possível distinguir acidentes maiores (ou ramos) desta faixa de cisalhamento entre a região do Porto e
Albergaria-a-Velha que tomam as seguintes denominações, a saber (CHAMINÉ,
2000): i) ramo Oeste da faixa de cisalhamento
de Porto–Albergaria-a-Velha — desenvolvese desde a região de Carvoeiro–Mouquim
(Albergaria-a-Velha) até próximo a Fiães,
pondo em contacto as unidades da ZOM
com as unidades do Paleozóico inferior da
ZCI (sinforma de Carvoeiro–Caldas de S.
Jorge); nesta última localidade materializa-se por falhas discretas, de direcção NWSE, no granitóide pós-tectónico de
Lavadores. Este segmento da faixa de cisalhamento passa na cidade do Porto, entre a
Arrábida e o Castelo do Queijo (Forte de S.
Xavier), contactando tectonicamente com
o Complexo Metamórfico da Foz do Douro
(ZOM) e o granitóide sin-tectónico do
Porto, localmente orientado e deformado
(NORONHA & LETERRIER, 2000;
CHAMINÉ, 2000; CHAMINÉ et al.,
2003); ii) ramo Leste da faixa de cisalhamento de Porto–Albergaria-a-Velha — corresponde ao contacto tectónico, de orientação
média NNW-SSE, que se faz entre o
quartzito 'Armoricano' e o Complexo
Xisto-Grauváquico (Grupo das Beiras
indiferenciado) desde a região de Caldas de
S. Jorge até Ribeira de Fráguas–Carvoeiro;
iii) outros acidentes, sub-paralelos aos
anteriores, com alguma importância
regional e que se enquadram na faixa de
cisalhamento em apreço (e.g., falha do
Porto, falha do “Filão Metalífero das
Beiras”, falha de Pigeiros–Milheirós de
Poiares–Pindelo).
Para além dos acidentes que acabamos
de descrever, foi também reconhecida uma
rede de acidentes tectónicos de natureza
frágil, gerada durante as fases tardi a pósvariscas, que se encontra em regra subordinada aos sistemas de fracturação de atitudes NNE-SSW a ENE-WSW e NW-SE
a NNW-SSE (figura 4). São também de
alguma importância os sistemas de fracturas, de orientação N-S a NNW-SSE e suas
conjugadas, discretas, E-W a NNE-SSW.
Estes últimos alinhamentos, devido ao
processo de reactivação de estruturas e
como resposta de um substrato pré-deformado sujeito a um campo de tensões tectónicas, correspondem a direcções de cisalhamento dúcteis desenvolvidas nas fases
tardias da orogenia varisca (e.g., RIBEIRO
et al., 1979; CABRAL, 1995).
A observação de diversos indicadores
cinemáticos mesoscópicos que evidenciam, de uma forma constante, uma movimentação direita aponta para a existência
de uma cinemática transcorrente associada a mecanismos de deformação com
importante componente não-coaxial,
podendo muito provavelmente ocorrerem
situações de cisalhamento simples. Aliás a
região em estudo encontra-se directamente relacionada com a sua estrutura maior, a
faixa de cisalhamento de Porto– Coimbra–
Tomar, que se caracteriza por ser um
importante megacisalhamento direito com
uma complexa evolução geodinâmica
desde os tempos paleozóicos (e.g., RIBEIRO et al., 1979; GAMA PEREIRA,
1998; RIBEIRO et al., 1995; DIAS &
RIBEIRO 1993).
Do exposto pode-se então concluir
que a faixa de cisalhamento de Porto–
Coimbra–Tomar (ZOM/ZCI) é constituída por megaestruturas de primeira
ordem, podendo as falhas cartografadas
ser interpretadas como diversos ramos do
acidente tectónico principal e/ou estruturas secundárias associadas. Faixas de cisalhamento deste tipo sublinham habitualmente o contraste entre diferentes níveis
crustais nos quais determinadas estruturas se manifestam com uma geometria
típica, por exemplo, estrutura em flor, ou
estrutura ‘Riedel’ (e.g. RIBEIRO, 2002).
Estas geometrias reforçam a existência de
vários ramos de um acidente tectónico
principal ou de uma faixa de cisalhamento com estruturas dúcteis, ductéis-frágeis
e frágeis.
86 Araújo et al.
Figura 4. Morfologia da região a sul do Porto com base nas folhas 122, 133 da Carta Militar 1:25000
(equidistância = 10m), assinalando os principais lineamentos tectónicos.
4. COBERTURAS FINI-TERCIÁRIAS
4.1. Introducão
Os depósitos, genericamente considerados “plio-plistocénicos” (cf. OLIVEIRA
et al., 1992), ocupam a área aplanada
situada a Oeste do relevo marginal (plataforma litoral), bem como as áreas aplanadas que se situam a Leste do referido relevo, na proximidade do vale do rio Douro.
A primeira abordagem que caracteriza
a plataforma litoral como uma área aplanada é desmentida por uma observação de
pormenor: geralmente é possível identificar, nessa plataforma, tramos aplanados,
separados por faixas de maior declive, originando uma escadaria cujos degraus, apesar de suavizados pelos processos erosivos
pós-deposicionais, ainda são claramente
perceptíveis no terreno. Os afloramentos
de depósitos coincidem com as áreas aplanadas, enquanto que os taludes que as
separam normalmente são talhados no
substrato rochoso.
Embora o grande número de afloramentos cartografados nas cartas geológicas
de Portugal (e.g., TEIXEIRA et al, 1962;
OLIVEIRA et al., 1992) nos possa levar a
pensar que se trata de uma área onde os
depósitos estão bem preservados, o registo
sedimentar na plataforma litoral da região
do Porto está longe de ser contínuo e
espesso. Além disso, os depósitos de fácies
continental apresentam uma natural
diversidade em termos sedimentológicos,
a que se junta uma certa dispersão altimétrica (entre 130m e 50m de altitude, no
sector considerado). Por tudo isto, o estabelecimento de uma cronologia para estes
depósitos não foi uma tarefa fácil e tem,
ainda, um carácter algo provisório, embo-
ra pareça ser congruente com o que se conhece em outros locais.
Uma das conclusões mais interessantes
que pudemos extrair das análises sedimentológicas realizadas nas amostras de depósitos da plataforma litoral foi que muitos
destes depósitos são de origem continental
e não de origem marinha (praias levantadas) como era geralmente aceite nos primeiros trabalhos publicados sobre o
assunto (e.g., O. RIBEIRO et al., 1943,
TEIXEIRA & ZBYSZEWSKI, 1952;
TEIXEIRA, 1979). Na nossa abordagem,
o estabelecimento da cronologia relativa
partiu de uma comparação das características essenciais (altitude e posição relativamente ao relevo marginal, cor, alteração
do substrato rochoso, existência e importância das couraças ferruginosas e calibragem) dos vários afloramentos. Assim, e
numa primeira abordagem, os depósitos
de sedimentação continental da área em
apreço podem organizar-se em dois grandes conjuntos: a) depósitos de fácies continental, que ocorrem acima dos 50m; b)
depósitos marinhos, que se encontram
abaixo dos 40m.
A atribuição cronostratigráfica patente
nas cartas geológicas (9-C e 13-A;
CARRÍNGTON DA COSTA & TEIXEIRA, 1957; TEIXEIRA et al., 1962) foi
revista e fortemente simplificada, de
molde a que os diferentes depósitos fossem
classificados segundo os 3 grandes conjuntos que definimos (isto é, depósitos fluviais da fase I e da fase II e depósitos quaternários, essencialmente marinhos;
ARAÚJO, 1991), a saber:
i) As analogias existentes entre os
depósitos mais altos da plataforma, os
quais se situam na imediata proximidade
88 Araújo et al.
do relevo marginal, levam-nos a admitir
que esses depósitos pertenciam a um conjunto formado numa primeira fase de
deposição (fase I), depositada num contexto de planície litoral, por cursos de água de
baixa energia (dado o carácter fino, por
vezes até micáceo, que se encontra em
alguns dos cortes de depósitos desta fase,
nomeadamente no desaparecido corte da
Rasa, figura 5). De um modo geral, dentro
dos depósitos da fase I, foi possível identificar diversas unidades que aparecem associadas na maioria dos afloramentos.
Porém, nem todos os afloramentos apresentam a sequência completa, o que poderá significar que nem todas as unidades
(em relação com os sistemas deposicionais
aluviais) se depositaram em todos os locais
ou que algumas dessas unidades foram
destruídas pela erosão;
ii) A essa fase ter-se-iam seguido condições geomorfológicas muito contrastantes, dado
que os depósitos posteriores evidenciam
características claramente torrenciais (fase II).
A prova de que se trata de episódios
diferentes, possivelmente separados por
um importante evento tectónico e climático está no facto de que os depósitos da
fase II contêm, em vários locais, blocos
de arenito com cores claras atribuíveis à
fase I (figura 6).
4.2. Os depósitos da fase I (Placenciano?)
Na área estudada (ARAÚJO, 1991) os
depósitos mais altos aparecem genericamente acima dos 100 metros de altitude,
podendo atingir cerca de 130m. Estes
depósitos foram geralmente considerados
Pliocénicos e identificados na Carta
Geológica de Portugal como P’ e P’’ (e.g.,
CARRÍNGTON DA COSTA & TEIXEIRA, 1957; TEIXEIRA et al., 1962). O
melhor local para observar a sequência das
unidades da fase I era a Rasa de Baixo
Figura 5. Corte do depósito da Rasa mostrando o perfeito aplanamento da base e o seu basculamento para Leste.
(também designada como Telheira), uma
antiga exploração de caulino, situada na
base do relevo marginal (figura 5).
Actualmente, a exploração está desactivada e, devido à utilização da imensa cratera
resultante da exploração do caulino como
vazadouro de entulhos, o corte há muito
deixou de ser observável. Os cortes de
Canelas e do Carregal foram também parcialmente destruídos, ficando como melhor representante deste tipo de depósitos,
na área compreendida entre o rio Douro e
a latitude de Espinho, o corte de Aldeia
Nova, a Leste do Relevo Marginal (REBELO, 1975). Também nessa área, devido à
intensa urbanização que se verifica, alguns
dos novos cortes têm sido rapidamente
destruídos e o seu estudo torna-se uma
tarefa cada vez mais urgente.
A sequência para os depósitos da fase I,
definida no corte da Rasa de Baixo, apresentava, de baixo para cima:
i - base com blocos, os quais por vezes
possuem cerca de 1m de diâmetro (I-A);
estes blocos podem ser de granito completamente alterado (Rasa de Cima) ou de
quartzo filoniano (Aldeia Nova de
Avintes);
ii - camada rica em elementos micáceos, com cor cinza esverdeada, aparentemente resultante de uma situação de baixa
energia (I-B);
iii - unidade superior, um pouco mais
grosseira (areão e seixos) com estratificação
entrecruzada (I-C). As áreas de topo do
depósito apresentavam, com alguma frequência, um forte encouraçamento. Nos
casos em que o depósito é pouco espesso,
esse encouraçamento pode atingir a respectiva base. Parece-nos evidente que o
processo de encouraçamento ocorreu
depois da formação das unidades inferiores
do depósito, que apresentavam uma cor
branca característica, contrastando com a
cor avermelhada/acastanhada do topo.
Figura 6. Base do depósito da Fase II englobando blocos dos depósitos da Fase I (fundações do
Centro Comercial, Candal – Vila Nova de Gaia).
90 Araújo et al.
Também na margem esquerda do rio
Douro, agora a montante do relevo marginal, na área de Aldeia Nova de Avintes,
existe um depósito que se desenvolve
numa faixa paralela ao rio Douro. Esta
faixa, com cerca de 4km de comprimento, embora com algumas interrupções,
estende-se desde Cabanões, em Avintes
(106m), até Arnelas (134m) e reaparece
em Lever, ainda na margem esquerda do
rio Douro. Os novos cortes entretanto
abertos na área de Aldeia Nova confirmam a existência de bastantes semelhanças relativamente aos depósitos da plataforma litoral, nomeadamente a ocorrência
de níveis micáceos esverdeados. As principais diferenças dos depósitos de Aldeia
Nova de Avintes relativamente aos da
plataforma litoral (Rasa e Carregal) prendem-se com um maior calibre dos blocos
da base, uma composição litológica diferente (quartzo e quartzitos versus granitos
no depósito da Rasa), um encouraçamento mais intenso e a existência de níveis
finos cinza-esverdeados menos espessos.
Estas diferenças podem explicar-se por
um carácter mais proximal do depósito
de Aldeia Nova e pelas características xistentas do respectivo bed-rock. Com efeito,
o maior conteúdo em ferro dos xistos do
Complexo Xisto-Grauváquico, relativamente aos granitos alcalinos, bem como a
menor permeabilidade dos alteritos,
podem ter contribuído para uma maior
intensidade da acumulação de ferro e para
uma mais intensa formação de couraças.
Na margem direita do rio Douro, em
Gandra (Gondomar), encontra-se uma
outra mancha, atribuível ao mesmo
momento. Este depósito apresenta, além
de elementos muito grosseiros, fenómenos
de intenso encouraçamento, responsáveis
pela existência de arenitos e conglomerados ferruginosos, muito resistentes, que
atingem uma espessura superior a 1,5m. A
montante, na região de Medas, observamse dois depósitos escalonados. O mais alto
(culmina a 162m) pode observar-se nas
barreiras do campo de futebol de Medas.
REBELO (1975) estabelece uma correlação entre o depósito do campo de futebol
de Medas e o depósito de Aldeia Nova de
Avintes. Essa opção justifica-se porque,
apesar das características proximais dos
depósitos de Medas relativamente aos de
Aldeia Nova ou da Rasa, existem algumas
semelhanças, nomeadamente no que respeita ao predomínio de cores claras. Além
disso, em ambos os casos, trata-se dos afloramentos situados a maior altitude em
cada um dos locais em questão. Ora, numa
área que está a sofrer um processo de soerguimento mais ou menos contínuo, como
é o caso desta região (REBELO, 1975;
CABRAL, 1995), os depósitos mais altos
deverão ser, em princípio, aqueles que
estão a sofrer movimentação há mais
tempo, isto é, os mais antigos.
Naturalmente isso só se verifica dentro
de áreas próximas que pertençam ao
mesmo “bloco” e que, por isso, tenham
sofrido uma taxa de movimentação idêntica. É evidente que a hipótese se torna
tanto mais plausível quando existem
semelhanças de fácies que corroboram as
indicações fornecidas pela posição relativa
dos depósitos. É o caso dos depósitos de
Aldeia Nova e da Rasa, que, sendo os culminantes nas respectivas áreas, apresentam
semelhanças que sugerem que se poderiam
ter formado numa mesma fase de sedimentação. A riqueza em caulinite (mais de
90%) dos depósitos desta fase e a elevada
cristalinidade deste mineral, sugerem uma
formação num clima quente e húmido.
A existência de uma unidade mais
grosseira no topo da formação indicaria
uma certa degradação climática no sentido
de condições mais resistáticas (ERHART,
1956). O encouraçamento poderia relacionar-se com um processo de acumulação
lateral de ferro em áreas pantanosas na
proximidade dos cursos de água (THOMAS, 1994). Um descida do nível freático
permitiria a precipitação do ferro e converteria o antigo leito fluvial numa couraça
conglomerática, como a que se podia
observar num local, significativamente,
designado de “Pedras Negras” (Sto.
Ovídio, Vila Nova de Gaia).
A base do depósito da Rasa, como já
tinha sido notado por O. RIBEIRO et al.
(1943), inclinava nitidamente para Leste
(figura 5). O basculamento da base deste
depósito para Leste, em direcção ao relevo
marginal, só pode explicar-se devido a
actividade tectónica pós-deposicional. Por
sua vez, o depósito de Aldeia Nova apresenta níveis micáceos inclinando claramente para Oeste com pendores relativamente elevados que também sugerem actividade tectónica pós-deposicional.
Para explicar o basculamento dos
depósitos da fase I de um lado e de outro
do relevo marginal teremos que admitir a
existência de falhas, situadas na sua base, o
que acaba por nos levar a interpretar o
relevo marginal como um horst, com uma
orientação geral NNW-SSE, cuja surreição
será, pelo menos em parte, posterior aos
depósitos da fase I.
4.3. Os depósitos da fase II
Os depósitos da fase II são muito mal
calibrados e apresentam blocos muito
grosseiros na base (Pedrinha, Valbom).
Podem ocorrer finas crostas ferruginosas
com espessuras que não ultrapassam um
centímetro. Porém, nunca encontramos
couraças, como as que existem nos depósitos da fase anterior. Estes depósitos aparecem em dois tipos de enquadramentos:
i - na imediata proximidade do vale do
rio
Douro
(Pedrinha,
Valbom,
Coimbrões), o que faz supor que nesse
momento talvez o rio Douro já estivesse
canalizado, mas teria um comportamento
muito torrencial;
ii - ao longo de uma faixa paralela e
situada a Oeste do relevo marginal. Não
encontramos nenhum caso em que os
depósitos da fase II se sobrepusessem aos
anteriormente referidos. Situam-se, geralmente, um pouco mais para Oeste, a altitudes mais baixas, compreendidas entre
100 e 50m. Em diversos locais (nomeadamente na barreira situada próximo da
ponte da Arrábida, Candal) observamos
casos em que blocos de arenito esbranquiçado, típicos da fase I, estavam englobados
nos depósitos da fase II, junto à respectiva
base, o que prova a anterioridade daqueles
depósitos e o facto de se encontrarem a
constituir relevo no momento em que os
depósitos da fase II se estariam a formar.
Porém, se há depósitos da fase II que
podem corresponder a um período torrencial do curso do rio Douro, até porque aparecem conservados na proximidade do seu
vale (caso descrito em 1), a organização
espacial dos restantes depósitos da “fase II”
(caso 2) mostra, claramente, que os respec-
92 Araújo et al.
tivos afloramentos se distribuem paralelamente ao relevo marginal e não parece
plausível relacioná-los com o traçado do
rio Douro. Tratam-se, como já referimos,
de depósitos resultantes de hidrodinâmica
torrencial, apresentando, em corte,
sequências granodecrescentes com canais
preenchidos por elementos mais grosseiros
na base e camadas granulometricamente
mais finas e texturalmente compactas para
o topo. Estes aspectos sugerem que se trata
de leques aluviais formados à saída de um
relevo em surreição. Nestas circunstâncias,
parece plausível a hipótese de que teria
sido o “relevo marginal” a área de origem
dos depósitos da fase II. Assim sendo, a
respectiva actividade poderá ser ligeiramente anterior, ou correlativa, da formação destes depósitos.
Além da actuação tectónica é de supor
a existência de uma situação de crise climática que condicionou a deposição
torrencial destes depósitos e possibilitou o
transporte de elementos de grande calibre
(na Pedrinha é possível observar blocos
com cerca de 0,5m de diâmetro). Estes
teriam uma granulometria mais grosseira
na proximidade das cristas quartzíticas (a
Pedrinha fica a 6 km dos primeiros afloramentos quartzíticos da serra de Valongo),
e menos grosseira nas zonas distais
(Coimbrões situa-se a 11 km dos referidos
afloramentos). A esta crise climática parecem seguir-se condições climáticas mais
regulares, responsáveis por um regime
hidrológico menos contrastante. Com efeito, em alguns locais (Av. Marechal Gomes
da Costa, no Porto), no topo de formações
do tipo debris-flow, verifica-se a deposição
de materiais melhor calibrados e compatíveis com uma drenagem organizada (fase
II-B). Estes depósitos encontram-se apenas
na proximidade do vale do rio Douro e
poderão corresponder a um momento em
que houve enfraquecimento no regime
torrencial que tinha no início da fase II.
Alguns destes depósitos estão claramente afectados pela tectónica. Esta manifesta-se, por vezes, através de movimentos
compressivos, traduzidos na existência de
falhas inversas, como no caso do Juncal,
em Espinho (figura 7), e dos Pinhais da
Foz, no Porto (ARAÚJO, 1995, 1997).
Curiosamente, em ambos os casos referidos, as falhas identificadas situam-se
muito perto do limite entre os depósitos
fluviais e os depósitos marinhos que se
encontram, na plataforma litoral, a cotas
inferiores a 40m.
4.4. Tentativas de correlação e
enquadramento estratigráfico
O enquadramento estratigráfico destes
depósitos (figura 8) é uma das tarefas mais
difíceis com que nos deparamos
(ARAÚJO, 1991). Com efeito, nenhum
dos depósitos estudados apresentou até à
data, fósseis. Por isso, as correlações têm
que ser feitas através de semelhanças de
litofácies. Porém, os afloramentos cenozóicos apresentam uma grande variabilidade
de espessura, de fácies, de ordenação
sequencial e de composição petrológica e
mineralógica que resulta incompatível
com um único e simultâneo contexto paleogeográfico e paleoclimático (MARTÍNSERRANO, 2000). Por isso mesmo,
quando se admite que essas correlações são
pertinentes, apesar da variabilidade acima
referida, existem, geralmente, variações
significativas nas idades atribuídas por
Figura 7. Falha do Juncal (Espinho). Direcção NNW-SSE; pendor 70°W. A base do depósito é visível à esquerda. Trata-se de uma falha inversa com um rejeito aparentemente superior a 1m, já que
a base do depósito, rica em elementos grosseiros, apenas aparece no bloco levantado (bloco da
esquerda). No bloco abatido apenas se observa um nível fino do depósito. A base grosseira estaria
subjacente, a um nível não observável.
94 Araújo et al.
Figura 8. Esboço geomorfológico da área de Lavadores.
diferentes investigadores, o que coloca, à
partida, algumas dúvidas relativamente à
validade e utilidade desse processo
(PEREIRA, 1997).
Desde os anos cinquenta que os depósitos da plataforma litoral da região do
Porto têm sido considerados “plio-plisto-
cénicos” (e.g., TEIXEIRA, 1949; 1979).
A utilização das siglas P’, P’’ e Q (e.g.,
TEIXEIRA et al., 1962) sugere, justamente, uma oposição entre os depósitos
mais antigos, tidos como pliocénicos e os
restantes, atribuídos a diversas fases dentro do Quaternário. Isto significa que
sempre se admitiu que os episódios cenozóicos mais antigos (paleogénicos e miocénicos) referidos em diversos locais do
País (nomeadamente Trás-os-Montes) não
se encontram nesta área. Efectivamente,
os depósitos estudados não parecem
poder paralelizar-se com as formações
paleogénicas e miocénicas conhecidas em
Trás-os-Montes.
Admitindo como boa a exclusão de
depósitos paleogénicos e miocénicos,
resta-nos a hipótese de que os depósitos da
fase I se situem no Pliocénico. Com efeito,
parece-nos que, a acreditar nas grandes
fases de sedimentação cenozóica estabelecidas por MARTÍN-SERRANO (2000),
os depósitos da fase I podem ser os correlativos das “fases ocres” referidas no interior
da Península, correspondentes ao topo do
enchimento Terciário e atribuídas ao
Pliocénico.
Se atentarmos na descrição da Formação
de Mirandela (PEREIRA, 1997) segundo a
qual os depósitos que constituem esta unidade se caracterizam especialmente pela
cor esbranquiçada ou amarelada, pelo
carácter conglomerático, com clastos
quartzosos e quartzíticos numa matriz arenosa quartzo-feldspática e com caulinite
largamente dominante na fracção argilosa,
apercebemo-nos das semelhanças que existem entre os depósitos da fase I e a referida Formação de Mirandela, o que poderia
situá-los no Pliocénico (Placenciano?). Os
depósitos da fase II apresentam, pelo contrário, características que fazem supor um
clima bastante diferente. Com efeito, a má
calibragem e a grande dimensão que
alguns dos elementos existentes no depósito da Pedrinha apresentam sugerem um
clima com uma certa tendência para a ari-
dez. Além disso, os depósitos da fase II
aparecem embutidos nas superfícies culminantes da plataforma litoral, superfícies
essas onde ocorrem os depósitos da fase I.
O jogo da tectónica, com uma tendência
persistente para o levantamento, bem
como a proximidade do nível de base e a
existência de uma possível regressão
Vilafranquiana, poderá explicar o embutimento das superfícies que suportam os
depósitos da fase II relativamente às superfícies culminantes. Essa ideia é congruente com um modelo do tipo de rotura sedimentar que CABRAL (1995) retoma de
Martín-Serrano, e que aponta para a existência de uma fase de erosão que retoca e
rebaixa a superfície estrutural fini-neogénica (nível de colmatação) e desenvolve
pedimentos no flanco de relevos.
Embora existam diferenças importantes, dado que no Noroeste da Península
Ibérica o clima teria sido diferente do da
região dos Montes de Toledo ou da região
envolvente da Cordilheira Central, as
características dos depósitos da fase II
sugerem que estes poderiam ser equivalentes às rañas. Também a sua posição estratigráfica, face à sua localização entre os
depósitos aparentemente pliocénicos da
fase I e os depósitos claramente quaternários, aponta para um certo paralelismo
com as rañas, o que permitiria sugerir uma
cronologia próxima da transição
Pliocénico-Quaternário
(FERREIRA,
1993). Assim, face aos dados disponíveis
no momento, parece-nos ser verosímil um
modelo de evolução neogénica feita de
dois momentos contrastantes atribuíveis,
por analogia com o que se sabe da evolução
em Trás-os-Montes oriental (PEREIRA,
1997) ao Placenciano e Vilafranquiano.
96 Araújo et al.
5. A EVOLUÇÃO QUATERNÁRIA E O
ESCALONAMENTO DOS DEPÓSITOS
MARINHOS
Desde o topo da plataforma litoral até
altitudes de cerca de 50m todos os depósitos que encontramos apresentam fácies
continentais. Os depósitos inequivocamente marinhos apresentam-se em manchas de dimensões, geralmente, inferiores
às dos depósitos fluviais e a altitudes inferiores a 40m.
Uma análise comparativa veio confirmar a existência de três conjuntos de
depósitos marinhos, que passamos a designar, por ordem cronológica do mais antigo
para o mais recente, como nível 1 (o mais
antigo), nível 2 e nível 3. O uso da designação de “níveis” não representa uma adesão às teorias fixistas do eustatismo, mas
apenas o facto de os depósitos marinhos
poderem ser sistematizados em conjuntos,
que, em cada sector, se apresentam escalonados. Com efeito, estes “níveis” foram
definidos, essencialmente, através de critérios sedimentológicos, já que, como veremos, a situação altimétrica dentro de cada
um deles é variável. Infelizmente, é raro
encontrar locais onde todos estes níveis
estejam expostos. O único local onde conseguimos definir os três níveis propostos
foi na área de Lavadores (Canidelo), onde
se apresentam em escadaria. Por isso, as
altitudes indicadas para cada “nível”, salvo
informação em contrário, correspondem à
altitude com que o mesmo se encontra na
área de Lavadores.
Os depósitos que se apresentam em
manchas mais extensas são, normalmente,
aqueles que se situam na proximidade dos
depósitos fluviais, a altitudes compreendi-
das entre 30 e 37m. Tratam-se de depósitos geralmente espessos, que assentam
sobre um substrato rubefacto, bastante
alterado, e que designaremos como “nível
1”. Os depósitos do “nível 2” (figura 9)
apresentam uma certa ferruginização (cor
acastanhada), assentam sobre um substrato
cuja alteração, menos intensa que a do
nível precedente, lhe confere uma cor
esbranquiçada, e situam-se a altitudes de
18-15m. Enquanto que os depósitos do
“nível 3” aparecem a cotas geralmente
inferiores a 10m, e em certos locais chegam a atingir o nível actual das marés baixas (praias de Francelos, da Aguda e da
Granja). Apresentam uma cor castanha,
que corresponde a uma ferruginização bastante intensa, que os transforma, por
vezes, em verdadeiros conglomerados. O
seu bed-rock apresenta apenas uma alteração incipiente e uma pâtine castanha ou
alaranjada, obviamente relacionada com a
migração de ferro que condicionou a
cimentação do depósito suprajacente.
O estudo do escalonamento dos depósitos marinhos dos diversos sectores da área
estudada, bem como das respectivas características sedimentológicas, permitiu concluir que os depósitos atribuíveis ao
mesmo “nível” não se situam sempre à
mesma altitude. Desenvolvem-se segundo
um padrão irregular, em que se detecta
uma tendência para uma descida das altitudes para Sul, como se o bloco em que se
situam estivesse basculado para Sul, em
direcção à orla ocidental meso-cenozóica
(ARAÚJO, 1997). Esse padrão irregular
sugere a existência de interferências entre
esse basculamento e movimentos oblíquos
à mesma (isto é, transversais ou oblíquas em
relação à linha de costa). Efectivamente,
Figura 9. Depósito marinho representativo do nível II (Lavadores 18-20m). Notar o arqueamento
definido pelos leitos de seixos.
parecem existir deformações recentes,
afectando depósitos, presumivelmente, do
último período interglaciário. O caso mais
notório verifica-se na praia do Sampaio
(Labruge-Vila do Conde), onde se encontram dois afloramentos de depósitos, provavelmente, do último interglaciário, a
altitudes bastante diversas (5 e 9 m;
ARAÚJO, 1994).
Essas deformações traduzir-se-iam,
também, em desníveis rigidamente alinhados existentes nas plataformas de erosão
marinha e no desenvolvimento de algumas “arribas” que não passam de escarpas
de falha, situação que é, de novo, o caso da
praia de Sampaio (ARAÚJO, 1991,
1994). Num litoral onde as variações quaternárias do nível do mar se imprimiram
sobre um continente com movimentos
tectónicos aparentemente diferenciados, a
identificação da parte que cabe à tectónica e ao eustatismo terá que ser feita por
aproximações sucessivas. Porém, pensamos que só uma abordagem multidisciplinar permitirá uma correcta compreensão da morfologia dos sectores rochosos
desta faixa litoral.
6. A TECTÓNICA E A ORGANIZAÇÃO
DO RELEVO
O mapa da figura 10 mostra bem em
que medida o relevo marginal tem um
desenvolvimento essencialmente rectilíneo, sofrendo apenas leves indentações
provocadas pela incisão dos pequenos cursos de água que nascem na sua base e têm
percursos da ordem de 5 a 6 km de comprimento, com curso limitado à plataforma litoral. A antiga ideia de que o relevo
marginal poderia corresponder a uma
“arriba fóssil” terá de ser reequacionada, já
que os depósitos situados no seu sopé têm
origem fluvial. Como dissemos acima,
98 Araújo et al.
Figura 10. Mapa geomorfológico de síntese.
próximo do limite ocidental do relevo
marginal encontramos o megacisalhamento de Porto–Tomar que corresponde, localmente, ao contacto tectónico entre o substrato metassedimentar do Proterozóico
(ZOM) e a mancha de granitos pós-tectónicos de Lavadores.
CABRAL & RIBEIRO (1989) assinalaram, na margem esquerda do Douro,
dois lineamentos estruturais com registo
de movimentação recente, para além do
acidente de Porto-Tomar, situados em
posição idêntica à do relevo marginal.
Parece, assim que a margem sul do Douro
é uma área particularmente controlada,
sob o ponto de vista tectónico.
Efectivamente, tratando-se de um acidente tectónico que rejogou diversas vezes e,
uma vez, que para além da falha principal,
existem vários acidentes secundários, mas
de grande importância na estruturação do
relevo regional.
O perfil da figura 11 foi construído de
modo a que, partindo da linha de costa,
atravessasse o relevo marginal e passasse
pelos depósitos fluviais existentes na margem esquerda do Douro, na área de Aldeia
Nova de Avintes. É particularmente curioso o facto de os depósitos da fase I, dum
lado e doutro do relevo marginal, aparecerem basculados em direcção a este, o que
coincide com a situação de facto observada
no terreno. Dado que a litologia do substrato raramente facilita a identificação de
deslocações tectónicas, estas poderão ser
inferidas essencialmente por critérios geomorfológicos. É esse o caso dos abruptos
visíveis no corte que foram marcados como
acidentes tectónicos verticais. Porém, é
quase certo que algumas destas falhas
sejam inversas. Uma certa tendência para
movimentos de tipo compressivo estaria
de acordo com observações de campo feitas
em diversos locais (Gião, Pinhais da Foz,
Juncal; ARAÚJO, 1991, 1995, 1997) que
mostram que, efectivamente, a maior
parte dos acidentes tectónicos que afectam
os depósitos cenozóicos da área em estudo
são falhas inversas.
Figura 11. Corte geológico realizado entre a foz da Ribeira de Canelas e a margem esquerda do
Douro. Para a caracterização dos depósitos (FI, FII, T1, T2 e T3) ver texto. As falhas propostas,
com excepção daquela que separa a faixa metamórfica de Porto–Albergaria-a-Velha do granito de
Lavadores foram marcadas a partir de critérios geomorfológicos.
100 Araújo et al.
Seja qual for o tipo de falhas em presença, no seu conjunto, o relevo marginal
parece corresponder a um horst. Tal como é
sugerido por DAVEAU (1987), relativamente ao litoral da Estremadura, os acidentes tectónicos que o delimitam terão
jogado posteriormente à formação dos
depósitos mais antigos da plataforma litoral. Quer no caso do depósito do Carregal
quer no caso do depósito de Aldeia Nova,
a respectiva conservação parece estar na
dependência de uma situação em ângulo
de falha, bastante evidente no caso do
depósito do Carregal.
O mapa da figura 4 é particularmente
representativo dos constrangimentos geológico-estruturais no desenvolvimento
geomorfológico da área a Sul da foz do
Rio Leça. São óbvios uma série de lineamentos estruturais com relevância sob o
ponto de vista geomorfológico. Estes
encontram-se nas seguintes situações: i delimitando troços rectilíneos do relevo
marginal; ii - sublinhando tramos do traçado do rio Douro e dos seus afluentes (rio
Febros, na margem esquerda e rio Tinto,
na margem direita).
Um outro aspecto interessante tem a
ver com um “degrau” que parece fazer a
separação entre as áreas da plataforma litoral situadas abaixo e acima dos 50 metros.
Trata-se de um alinhamento praticamente
N-S entre as praias de Lavadores e de
Miramar e que, a Sul desta última, roda
ligeiramente para NNW. É muito interessante verificar que este alinhamento coincide com a separação entre depósitos
marinhos e fluviais. Trata-se de uma hipótese levantada por ARAÚJO (1991), mas
que ganha maior visibilidade a partir desta
forma de representação (figura 2), ou seja,
posteriormente à formação dos depósitos
da fase II, terá havido um abatimento da
fachada ocidental, que colocou esta faixa
deprimida ao alcance do mar aquando dos
períodos interglaciários. A clara separação
entre os depósitos fluviais e marinhos
teria, assim, uma razão de ordem tectónica. É curioso verificar que existe uma espécie de avanço, uma deslocação para Oeste
das áreas acima dos 50m que rodeiam a foz
do rio Douro. Este facto sugere que o sector situado na imediata proximidade do
rio Douro é um pouco mais alto do que as
áreas envolventes. Isso pode acontecer por
duas ordens de razões:
i - este sector foi ligeiramente soerguido, o que vem provar a consistência da
hipótese deste rio ser antecedente em relação à subida das suas margens na área em
que ele atravessa o relevo marginal (grosso
modo situada entre a ponte da Arrábida e a
foz do rio Tinto);
ii - trata-se de uma área coberta por
depósitos fluviais da fase II. Estes depósitos são razoavelmente espessos e, dada a
sua permeabilidade ser superior à do substrato, podem ter contribuído para proteger
da erosão os locais onde existam depósitos,
relativamente, àqueles onde afloram os
xistos ou até mesmo os granitos. Isso permitiria a existência da projecção das curvas
de nível detectada na figura 2.
Os factos acima referidos conduzemnos a concluir que a neotectónica e/ou a
tectónica recente poderá ter tido, na plataforma litoral da região do Porto, uma
importância maior do que geralmente lhe
é atribuída. Não devemos esquecer-nos
que estamos numa área em que a probabilidade de movimentações tectónicas é particularmente grande, devido à passagem
de uma falha ainda activa, a faixa de cisalhamento de Porto-Tomar, muito próximo
desta faixa costeira. É provável que os
novos impulsos tectónicos actuantes
durante o Quaternário (RIBEIRO, 1984)
tenham feito rejogar antigas fracturas
tardi-variscas situadas perto desta importante zona de cisalhamento, acabando por
produzir um relevo com uma orientação
geral próxima das suas estruturas. Tem
que se ter também em conta que depois do
Cretácico a Península Ibérica sofreu um
rejuvenescimento escalonado da fracturação antiga, além da formação de novos sistemas de fracturas que ainda hoje estão,
em parte, activos (RIBEIRO, 2002).
A observação do mapa da figura 10
mostra ainda um outro facto bastante
curioso. A margem direita do rio Tinto
tem uma configuração claramente rectilínea, com direcção NE-SW. O mesmo sucede com o sector mais a montante orientado por um alinhamento com direcção
NNE-SSW. Além disso, toda a área situada a Leste do rio Tinto parece corresponder
a um graben em forma de losango, delimitado pelo alinhamento da margem direita
do Rio Tinto, pela ribeira do Gramido (de
NE-SW a NNE-SSW) e pelo troço de
direcção NNW-SSE do Rio Douro, prolongado pelo seu afluente, o rio Febros
(figura 10). Parece, assim, confirmar-se a
importância dos lineamentos estruturais
na organização do relevo a Leste do Relevo
Marginal.
Na figura 12 apresenta-se um modelo
interpretativo da evolução fini-cenozóica
para a plataforma litoral entre a Foz do rio
Leça e Espinho. A variedade dos depósitos
e a incidência de diversas fases de movimentação tectónica, implica a necessidade
de definir as diferentes fases de deposição e
estabelecer a sua relação com movimentação tectónica. Esta terá actuado continuamente, embora com fases de maior intensidade, que se fizeram sentir por diversas
vezes. Assim, os depósitos da primeira fase
(Placenciano?) correspondentes a uma planície aluvial litoral foram afectados pela
actividade tectónica responsável pela edificação do relevo marginal.
A criação do relevo marginal estará na
origem dos depósitos de tipo leque aluvial
(fase II). Por sua vez, estes depósitos são
afectados por movimentos, provavelmente, transpressivos que poderão estar relacionados com a formação do degrau topográfico que separa os depósitos fluviais
dos marinhos. É a existência de um abatimento na área ocidental que permite a
invasão do mar e a deposição de antigas
praias na parte ocidental da plataforma
litoral. Estes depósitos marinhos, por sua
vez, também são afectados pela tectónica,
como pode deduzir-se da sua ocorrência a
diferentes altitudes ao longo da área em
estudo (ARAÚJO, 1997). Recentemente,
encontrámos, em Lavadores, provas da
deformação de depósitos marinhos por
uma actividade tectónica compressiva,
logo necessariamente muito recente. A
situação do corte em questão, junto à
praia de Lavadores e sugere que a proximidade da faixa de cisalhamento de
Porto-Tomar poderá estar na origem desta
movimentação.
Em regra, no litoral, as superfícies de
aplanação são muito pouco extensas. A sua
compartimentação pode ficar a dever-se, às
variações do nível do mar que aí se fazem
sentir com muito maior acuidade. Mas,
não é de negligenciar a hipótese de pode-
102 Araújo et al.
Figura 12. Um modelo interpretativo da evolução fini-cenozóica para a
plataforma litoral entre a Foz do rio
Leça e Espinho.
rem rejogar com movimentos epirogénicos
de blocos, possivelmente de origem isostática. Todos estes aspectos contribuem para
uma certa complexidade geomorfológica,
bem patente no mapa da figura 10. Isso
implica que o estudo da plataforma litoral
deva ser feito tomando em linha de conta
uma grande variedade de aspectos. Por
isso, o respectivo tratamento deverá ser
feito a uma escala de maior pormenor do
que aquela que é utilizada nas áreas em
que a compartimentação do relevo é, em
regra, menos intensa.
As ideias expostas anteriormente só
poderão confirmar-se cabalmente na medida em que haja correlações regionais entre
depósitos estribadas em datações radiométricas ou micropaleontológicas. Essas datações, em vias de realização na região entre
Porto e Águeda, serão, segundo esperamos, um instrumento de excelência para a
apoiar a construção de hipóteses mais consistentes.
AGRADECIMENTOS
Queremos manifestar a nossa gratidão ao
Gabinete de Estudos de Desenvolvimento e
Ordenamento do Território (GEDES) e ao
projecto TBA / ‘The Tertiary of CentralNorthern Portugal: basin analysis, stratigraphy and resources” (FCT-POCTI/
CTA/ 38659/ 2001), pelo financiamento
concedido. Este trabalho recebeu apoio dos
projectos PRAXIS/ CTA/ 82/ 1994
(Universidade do Porto), MODELIB/ FCT
(POCTI/ 35630/ CTA/ 2000– FEDER) e
de uma bolsa (SFRH/ BPD/ 3641/ 2000,
Universidade de Aveiro) para HIC. Aos
Drs. José Teixeira, Eduardo Carvalho e
Carla Ribeiro, o nosso agradecimento pelo
apoio nas ilustrações cartográficas.
Recibido: 4-VII-03
104 Araújo et al.
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Evolução sedimentar e tectónica da Bacia
Carbonífera do Douro (Estefaniano C
inferior, NW de Portugal)
Sedimentary and tectonic evolution of the
Douro Coalfield Basin (lower Stephanian C,
NW Portugal)
PINTO DE JESUS, A.1
Abstract
Facies analysis and tectonosedimentary analysis methods were used to study the sedimentary record of the Douro Coalfield Basin (NW Portugal). The data obtained was integrated with alocyclical processes, mainly those resulting from tectonic and/or magmatic
activity. For interpretation the regional geological setting was taken into consideration.
Consequently, the main tectonic structures and data related to the magmatism for the
region were taken into account. Furthermore, in order to account for the thermal evolution of the coals and other rocks of the Douro Coalfield Basin, organic and sedimentary petrographic elements as well as geochemical and mineralogical controls for the illite crystallinity based on the Kubler Index were taken into account. Integrating all the
elements and data obtained we present one model for the genesis and evolution of the
Douro Coalfield Basin. Thus, after the formation of the pull-apart basin, controlled by
the sinistral shear activity of the Douro-Beira Carboniferous Trough after the upper
Westphalian D, the depocentres migrated from NW to SE.
Changes in tectonic settings allowed for the development of “foreland style” sedimentary basin with input from alluvial fans, structured at the margins of the Douro Coalfield
Basin, providing sediments into a trough with palustrine/lacustrine characteristics
where important deposition of vegetation took place. These structures were strongly cut
and highly reworked by multistory-multichannel trunk braided river downstreaming
northwestwards. The tectonic activity at the NE margin lead to an asymmetrical basin
deepening northeastwards. This process and the decrease in the fluvial hydrodynamic
energy resulted in the formation of palustrine/lacustrine depositional systems, first on
the floodplains, and then filling all of the Douro Basin. Sedimentary records suggest that
sedimentation was syntectonic throughout the series, with a progressive decrease in
energy levels.
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 107-125
The implantation of granitoid rocks in the region and the resulting thermal contribution, concomitant with the downlift of the Douro Coalfield Basin, lead to the coalification of the coal measures allowing these to reach the meta-anthracite range of rank. At
the same time, late variscan phases acting over brittle rocks (exception made to the
coals), with a stress torque oriented NE-SW, and associated with sinistral shear activity,
resulted in the formation of thrust faults with a “piggy-back” style and the subsequent
deformation forming duplex and triplex tectonic structures. The obliqueness of the tectonic movement resulted in (diagonal) asymmetrical cut of the upper series of the Douro
Coalfield Basin for the major overthrust fault. Also, related at this framework, at least in
one mine (Germunde colliery), the rotation (plunging southeastwards) of the coal strata
nearest to the major overthrust fault was recognized. Microfolds were observed in the
coals, and other associated rocks showed evidence of cleavage and of brittleness processes.
Syntectonic sedimentation, as manifested in the sedimentary record and in the structure of the Douro Coalfield Basin, strongly suggests that, in the Douro-Beira
Carboniferous Trough, the regime changed from a transcurrent sinistral NW-SE one
during Westphalian times to a transpressive sinistral regime with a W-E compressive
component. The latter increased in intensity, becoming predominant over the sinistral
shear component already during the lower Stephanian C and earlier times of the
Variscan Orogeny.
Key words: Lower Stephanian C; Terrestrial deposition; Tectonic control of sedimentation; Douro-Beira Carboniferous Trough; NW Portugal.
(1) Departamento e Centro de Geologia da Universidade do Porto, Faculdade de Ciências, Praça de Gomes
Teixeira, 4099-002, Porto, Portugal. ([email protected])
1. INTRODUÇÃO
Enquadrado na Zona Centro-Ibérica
[ZCI] e apresentando uma orientação
aproximadamente NW-SE, o Sulco
Carbonífero Dúrico-Beirão [SCDB] (NW
de Portugal) alonga-se desde as imediações da Apúlia (Norte do Porto) até Mioma
(NE de Viseu) (LEMOS DE SOUSA &
WAGNER, 1983a,b), numa extensão
correspondente a cerca de 85 km. Esta
estrutura corresponde a uma faixa de cisalhamento, cuja actividade foi particularmente importante durante todo o ciclo
varisco (DIAS & RIBEIRO, 1991), tendo
controlado a abertura de várias bacias sedimentares continentais intramontanhosas
durante o Carbonífero. A mais extensa
dessas bacias é a Bacia Carbonífera do
Douro [BCD] (figura 1), a qual se encontra datada do Estefaniano C inferior através de estudos paleobotânicos (WAGNER
& LEMOS DE SOUSA, 1983), paleozoológicos (EAGAR, 1983) e palinológicos
(FERNANDES et al., 1997) e cujas características intramontanhosas são atestadas
pela presença de elementos paleobotânicos
exteriores à bacia (WAGNER & LEMOS
DE SOUSA, 1983). Tendo como limites
geográficos as localidades de S. Pedro Fins
a NW e de Janarde a SE, a BCD estendese ao longo de 53 km e apresenta-se como
uma estreita faixa que raramente ultrapassa os 500 m de largura (PINTO DE
JESUS, 2001). Geologicamente, o muro
da BCD corresponde a uma descontinuidade por inconformidade com discordância angular, encontrando-se delimitado a
SW pelas formações do Complexo Xistograuváquico [CXG] em quase toda a
Evolução sedimentar e tectónica 109
extensão da BCD à excepção do extremo
SE da bacia em que o contacto é feito com
o terrenos do Silúrico. O tecto da BCD
encontra-se invariavelmente cortado por
importante falha inversa que coloca as formações do Paleozóico inferior [PI], estruturadas no flanco inverso do Anticlinal de
Valongo, sobre os terrenos da BCD
(DOMINGOS et al., 1983; LEMOS DE
SOUSA, 1984; WAGNER et al., 1984;
PINTO DE JESUS, 1987, 2001).
2. INVESTIGAÇÃO MULTIDISCIPLINAR
O estudo do registo sedimentar da
BCD e da respectiva estrutura sedimentar
foi efectuado pela aplicação da análise de
fácies (MIALL, 1996) e da análise tectonossedimentar (MEGIAS, 1982) integradas com os factores alocíclicos, sobretudo
os de índole tectónica e/ou magmática. Os
resultados obtidos foram enquadrados e
interpretados tendo em consideração o
contexto geológico regional.
Foram efectuados levantamentos sobre
estruturas tectónicas e estudada a distribuição dos eixos <c> dos quartzos para
uma melhor compreensão acerca da deformação da geometria dos corpos sedimentares da BCD.
A formulação de hipóteses de trabalho
implicou a análise sobre elementos resultantes da análise de parâmetros mineralógicos, tais como a cristalinidade da ilite e
a petrografia sedimentar e orgânica. Após
a integração dos resultados obtidos nos
diversos estudos que efectuamos concluímos sobre o modelo genético e evolutivo
que aqui apresentamos.
110 Pinto de Jesus, A.
Figura 1. Enquadramento regional da Bacia Carbonífera do Douro [BCD] (modificado de PINTO
DE JESUS, 2001).
2.1. Estrutura Sedimentar
A sedimentação e respectivo registo
sedimentar da BCD encontram-se fortemente controlados pelas variações na actividade tectónica, resultando assim numa
sedimentação predominantemente sintectónica cujas associações de litofácies
(MIALL, 1996) (tabela 1) agrupamos em
quatro unidades tectonossedimentares
[UTS] fundamentais (MEGIAS, 1982)
(figura 2), as quais se encontram tectonicamente duplicadas.
UTS A – (Complexa; UTS A1 e UTS A2)
Os processos sedimentares associados a
instabilidade gravítica, levam à formação
das brechas de base que forram o substrato
da BCD, respectivamente UTS A1 e UTS
A2.constituintes da UTS A (complexa) A
proveniência dos sedimentos encontra-se
relacionada, predominantemente, com
transporte marginal a partir de ambas as
margens da bacia e consequente incorporação das diferentes litologias que constituem as brechas da BCD. De acordo com
Tabela 1. Codificação de litofácies (modificado de MIALL, 1996).
Figura 2. Coluna simplificada do registo sedimentar da BCD. Litofácies segundo MIALL (1996);
UTS segundo MEGIAS (1982). Coluna total = 350m. (PINTO DE JESUS, 2001).
as características sedimentológicas da brecha de base presente na UTS A1, a sequência de litofácies predominante é constituída por litofácies Gmm sobrepostas por
Gmg e Gmmf na fácies proximal, evoluin-
do umas e outras para Gcm em profundidade, indicando a progradação do debrisflow para a fácies média do leque aluvial.
Esta passagem lateral, é também colocada
em evidência pelo incremento na maturi-
dade textural. Isto é, a evolução das fácies
proximais para as médias implicam a
diminuição da viscosidade do meio por
perda de carga sedimentar. O registo da
distribuição das características das fácies
fanglomeráticas, indicam a predominância
do transporte de SW, o qual se deu por
debris-flow na zona proximal, evoluindo
para correntes mais fluidas em direcção ao
bordo NE. A ocorrência de vários corpos
sedimentares de fácies fanglomerática
encimados por mud-flow com litofácies
Gmmf e a sua distribuição vertical, encontram-se em relação com a existência de
vários impulsos tectónicos e/ou com as
variações climatéricas.
A UTS A2, junto à margem NE é constituída por depósitos fanglomeráticos
estruturados em leque aluvial e cuja fácies
média-distal apresenta clastos quase exclusivamente de litologias do Paleozóico inferior, com granulometria menos grosseira,
melhor calibrados, com melhor arredondamento e esfericidade, distribuídos numa
textura menos imatura. Também texturalmente menos imaturas, as litofácies predominantes são as Gh e as Gcm, apresentando por vezes litofácies Gci. Estas características sedimentares levam-nos a concluir
que a UTS A1 se estruturou a partir de
debris-flow. Por outro lado, e apesar da
actuação da tectónica pós deposicional, na
UTS A2 encontramos litofácies distais de
depósitos fanglomeráticos trabalhados e
estruturados por fluxos pouco viscosos
(pseudoplásticos). Apesar da aparente
ausência das litofácies médias a proximais
desta unidade, é indiscutível que as litofácies Gh passam lateralmente, para NE, a
litofácies predominantes de Gcm (em profundidade). Este facto indica não só a fonte
alimentadora a NE como também que a
unidade foi estruturada por debris-flow
pseudo-plástico, com alta energia, em
estreita relação com a tectónica actuante
sobre a área de alimentação.
A estrutura de ambas as brechas indica
a sua relação com um modelo deposicional
do tipo debris-flow dominated fan.
Em resumo, relativamente à estrutura
da UTS A, e de acordo com a actual configuração da BCD, foram observadas as
fácies proximais a médias dos leques aluviais (brecha de base) que se depositaram
junto à margem SW. As primeiras foram
observadas à superfície e as segundas em
profundidade sendo evidente não só a localização da área de alimentação como o tipo
e sentido de transporte. Esta passagem
lateral permite deduzir a continuação em
profundidade da UTS A1 até se atingirem
as fácies distais. Relativamente à UTS A2
a brecha que ocorre na base desta unidade
trata-se da brecha basal com proveniência
do quadrante Este. A distribuição de fácies
é simétrica em relação à UTS A1. Isto é, o
reconhecimento de fácies distais à superfície, passando a fácies médias em profundidade permitem-nos igualmente deduzir
que a fácies proximal dos leques aluviais
desta UTS se encontrará em profundidades
maiores que as atingidas.
A ocorrência destes depósitos ao longo
de toda a bacia e a respectiva estrutura,
parecem-nos argumentos suficientemente
fortes para deduzirmos a existência de uma
falha no limite do bordo SW da bacia, i.e.,
o controlo da sedimentação a SW teria
sido condicionado, mais que pelo foreland
bulge, por falha delimitada na margem SW.
Por outro lado, existem depósitos fanglomeráticos relacionados com a margem NE
onde a instabilidade tectónica deveria ser,
também, bastante forte. No entanto, a sua
ocorrência e exposição encontra-se prejudicada pelo basculamento e encurtamento da
BCD, razão pela qual afloram em poucos
locais. Nesses poucos locais onde foi possível deduzir esta edificação, as características sedimentológicas evidenciam zonas
distais, com uma estratificação nítida dos
corpos sedimentares, no interior dos quais
a textura clasto-suportada se encontra
estruturada a partir de clastos com calibragem e arredondamento razoáveis.
UTS B – (Simples; UTS B1 e UTS B2)
Formada a partir da deposição das
fácies pelíticas (tipo F) e das fácies fitogénicas (tipo C), provavelmente relacionadas
com a planície de inundação da progradação do leque aluvial longitudinal, e, por
outro lado, em relação com o transporte
sedimentar referido para a UTS A, constituindo as fácies distais do respectivo
modelo deposicional, já em ambiente
palustre com passagem a lacustre por
aumento progressivo da lamina de água.
Isto é, as litofácies C ocorrem quase invariavelmente logo sobre a UTS A1, passando depois a alternar com litofácies tipo F,
por vezes, com corpos lenticulares de arenito no interior sugerindo a formação de
pequenos deltas. Relativamente quer às
fácies pelíticas, quer às fácies orgânicas, a
deposição dos materiais que as constituem
deu-se essencialmente por acreção vertical,
isto é, não estruturadas por correntes.
Como resultado os diversos elementos
detríticos que aí ocorrem apresentam
laminação sedimentar com tendência paralela devida à deposição quer de detritos
vegetais quer de clastos lamelares, uns e
outros ocorrendo invariavelmente com a
sua superfície de maior exposição paralela
à estratificação, numa estrutura própria de
ambientes lacustres com baixa energia
hidrodinâmica.
Os sistemas deposicionais alimentadores não foram observados. A explicação
para a sua ausência, deve ser encontrada,
por um lado, em relação com a erosão do
bordo SW da bacia, e, por outro lado,
com o basculamento da bacia por descida
do bordo NE, encontrando-se o referido
sistema deposicional em zonas não expostas. Ainda em relação com esta margem
não excluímos a hipótese de eliminação
tectónica associada ao processo de escamização da BCD.
UTS C – (Simples; UTS C1 e UTS C2)
Sobre a sedimentação anterior desenvolve-se um sistema deposicional fluvial
do tipo braided com curso longitudinal
junto e paralelo à margem SW. Parte da
alimentação continua a ser efectuada através das margens da bacia tal como indicam
as estruturas de canal, a imbricação de
clastos e a estratificação oblíqua, observável no contacto com a UTS anterior, nas
quais é notório o fluxo longitudinal predominante e interferido por paleocorrentes
provenientes de SW. A edificação de
leques aluviais com alimentação marginal
a partir de SW e cujas associações de litofácies são essencialmente do tipo G com
passagem gradual a S e culminando por
litofácies F, indica a zona média do leque
aluvial e o recuo da margem SW, provocando uma configuração mais ampla da
BCD. Este sistema deposicional marginal
constitui a UTS C1. No interior da bacia
desenvolve-se um sistema fluvial tipo braided, com fluxo predominante SE - NW,
constituindo também a UTS C2. A truncatura e respectiva erosão da zona distal da
UTS C1 pelos sistemas que edificaram a
UTS C2, coloca-nos perante um sistema
aluvial tributário de um sistema fluvial
em vale encaixado cuja estrutura sedimentar evidencia a existência de cursos de água
com escorrência geral SE a NW. Apesar da
intensidade de retrabalhamento dos sedimentos através destas correntes, a alimentação sedimentar é inequivocamente marginal. Assim o comprovam as litologias
dos clastos presentes nos corpos sedimentares edificados pelos sistemas deposicionais fluviais, bem como as estruturas sedimentares. De um modo geral a transição
das litofácies anteriores para as litofácies
fluviais é uma transição gradual e desenvolve-se através de ritmos bissequenciais
assimétricos. Isto é, na base desta UTS,
encontramos a evidência de litofácies fluviais dispersas e alternantes com litofácies
de planície de inundação. Para tecto desta
UTS as litofácies arenosas fluviais passam
a ter maior representatividade, desenvolvendo granosselecção inversa na base e
passando a normal para tecto. A distribuição dos corpos sedimentares nesta UTS,
cujo registo vertical, tal como já referido,
é bissequencial assimétrico iniciando-se
por coarsennig and thickning upward e passando a finnig and thinnig upwards. Este
tipo de registo sedimentológico encontrase em consonância com um sistema fluvial
tipo braided e com a activação e/ou reactivação dos canais superficiais, assim como
com a mobilidade das barras. O maior desenvolvimento dos corpos sedimentares,
retrabalhados por este sistema fluvial,
junto à margem SW pressupõe uma maior
alimentação a partir deste sector, isto é,
controlado pelo foreland bulge. Junto à
margem NE e devido ao afundimento da
bacia, com o consequente aumento de profundidade neste sector da bacia, a relação
S/F diminui assim como a representação
das litofácies fluviais. Este cenário leva-nos
a admitir que após o episódio tectónico
responsável pelo incremento da energia
dos meios sedimentares houve um estádio
de acalmia tectónica.
Na zona intermédia da bacia, a ausência de estruturas sedimentares que comprovem a proveniência marginal dos sedimentos, torna difícil a percepção e a avaliação dos fenómenos sedimentares. Isto é,
são raríssimas as estruturas (geralmente
laminação oblíqua e imbricação de clastos) que nos indicam cursos de água transversais à bacia. Acresce ainda que essas
estruturas podem ser interpretadas em
termos de migração das barras que separavam os canais, pelo que a validade das
mesmas, como indicadoras do transporte
marginal, é duvidosa.
A formação e o desenvolvimento do
sistema fluvial longitudinal se bem que,
eventualmente, em relação com mudanças
climatéricas, deve ter sido controlada
sobretudo pela tectónica. Assim, o levantamento do sector SE da bacia e consequente basculamento do eixo da bacia
com mergulho para NW, bem como a
activação da falha que limita a margem
NE da bacia e a contínua sobreelevação do
sector SE, provocaram um aumento da
energia nos meios sedimentares. Dada a
paleocorrente dominante e a estrutura dos
corpos sedimentares, parece-nos evidente
uma maior actividade tectónica relacionada com o levantamento do sector SE em
relação à envolvida na activação da margem NE da bacia.
Em alguns sectores, nomeadamente em
Germunde e em S. Pedro da Cova, encontram-se vestígios de reactivação fluvial
sobre os sedimentos lacustres, em relação
com sedimentação deltaica. Esta última
encontra-se condicionada pelo fluxo longitudinal predominante e pela existência de
depressões lacustres, também longitudinais, as quais dada a configuração da BCD,
nessa altura, se encontravam com depocentros mais profundos em direcção a NW.
No conjunto, poderemos situar o desenvolvimento completo de leques aluviais
longitudinais alimentados a partir de SE e
espraiando-se para NW, desaguando e
estruturando lóbulos deltaicos no interior
de depressões (depocentros) ocupadas por
sistemas deposicionais lacustres. Isto é, a
existência de altos relevos e de depressões
associadas, levou ao desenvolvimento de
leques aluviais longitudinais, eles também, de sistemas fluviais tipo braided cuja
foz se encontrava em lagos.
UTS D – (simples; UTS D1 e UTS D2)
Na base desta UTS ocorrem associações de litofácies que denunciam sedimentação deltaica.
O enfraquecimento das condicionantes
tectónicas e consequentemente da energia
dos processos sedimentares induziu a sedimentação pelítica e fitogénica por perda
de energia e por migração dos meios sedimentares. Assim, este tipo de sedimentação em ambientes palustres que anteriormente já ocorria nos levées e nas planícies
de inundação assim como no preenchimento de canais abandonados, sofre agora
uma generalização a toda a bacia instalando-se uma sedimentação com migração de
palustre na base a lacustre para o topo (por
aumento da lâmina de água) provavelmente relacionada com o máximo de afundimento da BCD.
2.2. Estrutura Tectónica
A estrutura actual (figura 3), tectonicamente algo complexa, resultou da duplicação da série estratigráfica em relação com a
actividade dos cavalgamentos que controlaram a BCD durante as fases tardias do
ciclo varisco (PINTO DE JESUS, 2001).
A implantação de rochas granitóides na
região e as respectivas consequências geotérmicas, simultaneamente e em relação
com o afundimento da BCD, levou à
incarbonização dos carvões da BCD até ao
grau de meta-antracite (LEMOS DE
SOUSA, 1973, 1978).
O enquadramento tectónico, durante o
Estefaniano C inferior, estando sobretudo
relacionado com o cisalhamento dúricobeirão e, obviamente, com a componente
cavalgante com topo para SW, leva-nos a
admitir que a depressão da bacia sedimentar se encontrava controlada por falhas
inversas, provavelmente relacionadas com
a edificação da estrutura em flor (flower
structure) varisca (RIBEIRO et al., 1990b;
DIAS & RIBEIRO, 1995), a actividade
tectónica sendo muito superior na margem NE em relação à SW. Neste contexto,
o tipo de bacia formada corresponde a uma
bacia tipo foreland basin, com o foreland
bulge ligeiramente falhado e situado na
margem SW. O uplift do bloco SW, prova-
Figura 3. Esquema da formação e enchimento sedimentar da Bacia Carbonífera do Douro e respectivas paleocorrentes. O perfil longitudinal refere-se à abertura da bacia por extensão de pullapart e o esquema transversal reporta-se ao início da inversão tectónica (PINTO DE JESUS, 2001).
Simbologia de acordo com figura 2. Arquitectura do modelo inspirada em EINSELE (1992).
velmente já iniciado com a implantação do
granito da Serra da Freita (ca. 324 Ma,
REAVY, 1987), continua controlado pelos
fenómenos orogénicos, mas agora em relação com a implantação dos granitos tardia pós-fase D3 (PINTO, 1985a; PINTO et
al. 1987; FERREIRA et al., 1987).
Conjugando este fenómeno com o uplift da
estrutura do Anticlinal de Valongo, controlado por cavalgamentos, dá-se o incremento da subsidência da BCD, iniciado
em D1 e continuado em D3 varisca. O
substrato da BCD adquire então uma configuração transversal assimétrica dada a
maior velocidade de subsidência a NE que
a SW. As fontes de alimentação dos sedimentos que constituem a brecha de base
encontram-se relacionadas com a actividade tectónica de ambas as margens. Assim
se justifica a maior representação de clastos arrancados ao CXG na litofácies proximal da brecha de base e, igualmente, a
maior densidade de clastos com litologias
do Paleozóico inferior na brecha mais próxima da margem NE. Após estes episódios
tectónicos o registo sedimentar da BCD
revela alguma acalmia tectónica interrompida apenas pela instalação de um sistema
fluvial, o qual terá tido o controlo orogénico associado à granitização a SE de
Janarde. No cômputo geral, o registo sedimentar revela, da base para o tecto, a
migração de ambientes mais energéticos
para meios sedimentares com menor ener-
gia, marcando assim a dedução acerca da
acalmia tectónica durante a sedimentação,
pese embora a grande mobilidade evidenciada pelos corpos sedimentares.
Em relação provável com a implantação dos granitóides tardi- a pós-fase D3, ao
longo (obliquamente) do bloco a SW da
BCD, ocorre o incremento da incarbonização da matéria vegetal embora a um grau
inferior ao que actualmente patenteia.
Simultaneamente, a actividade cavalgante
e de desligamento do cisalhamento dúrico-beirão provoca o basculamento da
BCD. Os indicadores cinemáticos surgem
registados sobretudo nas litologias dúcteis, formando microdobramentos nos leitos de carvão. Nas litologias menos competentes registamos sobretudo a componente de cavalgamento materializada pela
configuração da penina, a qual apresenta o
mesmo estilo estrutural que as estruturas
em rosário das camadas de carvão levando
à conclusão acerca de uma componente
cavalgante predominante sobre o movimento de desligamento. A escamização da
BCD, ocorreu nesta altura, seccionando a
bacia. O modelo estrutural tipo piggy-back
(cf. BUTLER, 1982) foi extensível às
rochas da, então, bacia de Ervedosa e aos
paleorrelevos internos da BCD. A continuação da transpressão associada a ω1 provoca a laminação oblíqua do flanco inverso do anticlinal de Valongo assim como
das camadas do tecto da BCD.
Cartograficamente, é evidente a eliminação de NW para SE quer do flanco inverso
do anticlinal de Valongo quer da série do
Estefaniano C inferior.
Neste contexto, registam-se dois fenómenos interligados. Por um lado, ocorre o
basculamento e afundimento da BCD,
aproximando-se assim do foco térmico e
adquirindo um grau de incarbonização cada
vez maior; a implantação dos granitóides
que incarbonizaram os carvões da BCD.
O basculamento e afundimento da
BCD em simultâneo com a implantação
dos granitos a SW da BCD, provocaram a
incarbonização dos carvões num contexto
sin-tectónico bem registado.
Após o enchimento da BCD, o qual
propomos ter sido contemporâneo da granitização que incarbonizou a BCD, a componente de cavalgamento associada ao
flanco inverso do anticlinal de Valongo
manifestou-se intensamente. A escamização que afectou a BCD desenvolveu um
estilo piggy-back relacionado com o comportamento semi-frágil e as falhas inversas
originadas pelas fases tardias (D4) da orogenia varisca tendo-se iniciado aquando da
granitização, um e outro processos decorrendo no mesmo contexto tectónico.
Após a incarbonização dos carvões da
BCD, a continuação do binário tectónico
levou à formação da “bacia oriental” no
sector de S. Pedro da Cova por seccionamento da 3ª camada. Em relação com este
processo ocorreu, também, a formação da
escama tectónica que actualmente constitui o afloramento de Ervedosa.
Assim, ainda em relação com o processo de incarbonização dos carvões da BCD a
actuação do binário transpressivo provocou
nas litologias mais dúcteis o registo cinemático do controlo tectónico, tendo ocorrido a formação de microdobras no interior
das camadas de carvão em relação com a
rotação da camada de tecto da mina de
Germunde. A continuação destes eventos
deu-se por migração centrípeta, dado a tectónica compressiva actuante, a qual provocou o consequente encurtamento da BCD.
3. MODELO GENÉTICO E EVOLUTIVO
De uma forma sintética abaixo listamos os principais episódios da evolução
estrutural da BCD (figura 4).
i) Abertura do sulco em duas etapas. A
primeira relacionada com o dobramento
D1 e a segunda relacionada com transpressão esquerda com passagem a componente
cavalgante predominante;
ii) Resultante da componente cavalgante predominante formação de uma
bacia tipo foreland estendida ao longo da
cuveta sinclinal relacionada com o flanco
inverso do anticlinal de Valongo;
iii) Momento tectónico activo com a
formação da UTS A;
iv) Inundação do sulco por alimentação
marginal;
v) Paragem tectónica, favorecendo a
deposição de material pelítico e fitogénico
relacionado com sedimentação palustre
associada ao desenvolvimento dos leques
aluviais;
vi) Aumento da lâmina de água e
migração dos meios sedimentares com a
migração de ambientes palustres para
lacustres (UTS B);
vii) Início da granitização relacionada
com a implantação dos granitos (tipo
Regoufe e Lamas), provocando o bascula-
Figura 4. Esquema da estrutura actual da BCD (PINTO DE JESUS, 2001).
mento axial da bacia em relação com
transpressão esquerda. Os fenómenos orogénicos relacionados com esta granitização
ocorrem sobretudo no bloco SW (CXG) e
no extremo SE do SCDB (zona do Maciço
de Castro Daire) Consequentemente, a
BCD adquire forma de cunha com a espátula orientada para NW e a ponta para SE,
isto é com mergulho de SE para NW;
viii) Desenvolvimento de leques aluviais
longitudinais
(Janarde–Fojo;
Arda–Midões; Covelo–S.Pedro da Cova)
alimentados por leques aluviais marginais
tributários. Recuo erosivo da margem SW
e avanço tectónico da margem NE;
ix) Continuação da implantação dos
granitóides e início da incarbonização dos
carvões da BCD. Contexto tectónico controlado pelo cavalgamento ω1;
x) Instalação de um sistema fluvial,
tipo braided, com escorrência superficial
sobre os leques aluviais longitudinais. Alta
energia hidrodinâmica com a formação de
camadas planas superiores e por vezes com
a formação de “estruturas turbidíticas”.
Barras sedimentares de reduzida expressão
relacionadas com a energia hidrodinâmica
forte e consequente e equivalente mobilidade dos corpos sedimentares;
xi) Levantamento dos sectores situados
a SE do Fojo. O registo sedimentar, nestes
sectores, revela possanças muito inferiores
às que se observam a NW. Não só a lâmina de água apresenta uma diminuição significativa, como também os sistemas fluviais têm uma menor expressão vertical.
Embora se mantenham os processos autogénicos e alogénicos relacionados com os
mesmos sistemas deposicionais que se
encontram a NW, a actuação de uns e de
outros condiciona e encontra-se condicionada por uma sedimentação em ambientes
com menor chegada de sedimentos;
xii) Enfraquecimento dos sistemas fluviais, e aumento da lâmina de água no interior do sulco, dando origem a sedimentação
palustre inicialmente nos canais abandonados e na planície de inundação, migrando,
por expansão, a toda a BCD submersa, com
excepção, provável, dos levées;
xiii) O controlo de ω4 provoca o basculamento da BCD com mergulho SW
para NE. Consequentemente, no sector
NE da BCD, forma-se um sistema lacustre, por aumento da lâmina de água e
dada a subsidência ter sido mais forte no
sector referido.
xiv) Em relação provável com a granitização em curso, acentua-se o mergulho
axial do sulco, com levantamento do sector SE e afundimento para NW, provocando a migração das fontes de alimentação de SE para NW. Isto é, a sedimentação lacustre tende a desenvolver-se mais
acentuadamente nos sectores a NW do
Fojo. Exposição provável dos sectores a
SE do Fojo;
xv) Migração dos sistemas fluviais tipo
braided de SW para NE, os quais vão ter a
foz nos lagos então formados no sector NE,
dando origem a estruturas deltaicas, com
prolongamento palustre para SW;
xvi) Paragem da sedimentação fluvial, em provável relação com acalmia
tectónica. Sedimentação palustre e desenvolvimento acentuado de sedimentação lacustre;
xvii) Reactivação tectónica com levantamento do sector a SE de Germunde e
afundimento para NW. O desenvolvimen-
to do ciclo sedimentar fluvio-palustrelacustre, surge assim menos evidente em
Germunde e assume maior expressão em S.
Pedro da Cova;
xviii) Continuação da granitização com
incarbonização das então formadas 1ª
camada (toda a bacia), 2ª camada (zona
intermédia e norte da bacia) e 3ª camada
(zona norte da bacia). Continuação do basculamento da BCD, com mergulho da
inclinação de SW para NE, seguida da
escamização da BCD pela continuação do
binário tectónico actuante, isto é, desligamento esquerdo subordinado a cavalgamento esquerdo do bordo NE sobre a
BCD. Por ordem temporal, do mais antigo para o mais tardio, formação da escama
controlada por ω4; máximo da incarbonização; formação da escama controlada por
ω4, dando origem à designada bacia oriental de S. Pedro da Cova e à escama carbonífera no sector de Germunde; formação
da escama que constitui o Afloramento de
Ervedosa em relação com ω1 e com ω2. Os
acidentes referidos prolongam-se para SE
com encurtamento e subsequente eliminação das formações de tecto, incluindo
Estefaniano C inferior, Afloramento de
Ervedosa e Paleozóico inferior. Desaparecimento
dos cavalgamentos de NW para SE, unindo-se e mantendo-se apenas um (ω4 ou ω2)
nos sectores a SE de Germunde.
Configuração oblíqua das escamas, cuja
formação arrasta o substrato e o forro da
BCD (paleorrelevos do Paleozóico inferior
e brecha de base);
xix) o binário tectónico oblíquo resultante de transpressão esquerda controlada por
cavalgamento com topo para W provoca a
rotação da parte superior da série da BCD.
Em relação com os fenómenos anteriormente descritos, ocorre a formação da
clivagem de fractura com sigmoidização
das estruturas, ocorrendo um reforço da
geometria sigmoidal nos corpos sedimentares cuja geometria primária era lenticular (lóbulos deltaicos predominantemente), assim como a deformação evidenciada
pelo microdobramento das camadas competentes formadas por carvão, controlada
pelas falhas inversas que as delimitam a
tecto e a muro.
4. CONCLUSÕES
Em síntese, a nossa perspectiva quanto
ao modelo genético-evolutivo é a que abaixo se expõe.
Em regime transcorrente relacionado
com a fase D3 varisca, o SCDB funcionou
controlado pelo cisalhamento que delimita a SW o flanco inverso do anticlinal de
Valongo. Essa actividade tectónica originou a abertura de bacias sedimentares, em
regime de pull-apart, com migração de
depocentros de NW para SE. Como resultado, e, com idades mais recentes migrando no mesmo sentido, estruturaram-se
várias bacias de fácies continental durante
o Carbonífero, tendo a BCD sido a última
bacia a formar-se, já durante o Estefaniano
C inferior.
A continuação da actividade do binário
tectónico compressivo de D3 varisca, induz
à formação de um sistema “transpressivo”
durante as fases tardias (D4) com a prevalência da componente cavalgante sobre o
desligamento esquerdo associado ao SCDB.
Assim se justifica, durante este estágio, a
estrutura da BCD como uma bacia com
estilo foreland e com o foreland bulge situado
na margem SW e associado a falha normal.
O produto sedimentar resultante desta
etapa evolutiva encontra-se estruturado nas
brechas dos leques aluviais tipo debris flow
dominated que se estruturaram nas margens
da BCD. Simultaneamente, o controlo tectónico nas zonas de fecho da BCD, situadas
respectivamente a NW e a SE provocam
idêntico fenómeno com enchimento sedimentar para SE e para NW, respectivamente. Da conjugação destes processos resultou
a UTS A que forra a base da BCD.
O processo de abertura da BCD, logo na
fase inicial, ocorreu de molde a que a abertura de espaço fosse suficiente para acomodar os sedimentos com proveniência marginal, cujos fluxos de transporte provocaram o
alagamento da BCD, bem como a formação
e instalação de meios palustres que evoluíram, por aumento da lâmina de água, para
ambientes lacustres. Ao longo destes processos resultam produtos sedimentares
caracterizados pela deposição pelítica e fitogénica que constituem a UTS B.
Nas áreas envolventes da BCD, os efeitos da granitização sinorogénica pós-fase
D3 varisca começam a fazer-se sentir e inicia-se a incarbonização da BCD.
Em relação com a granitização pós-fase
D3, e pela continuação do regime “transpressivo” no SCDB ocorre o basculamento
do eixo da BCD em sentido oposto à
migração do depocentro, isto é, basculamento mergulhante para NW e progradação do depocentro para SE.
A reactivação tectónica inerente à granitização provoca um aumento de energia
nos ambientes sedimentares provocando a
instalação de sistema fluvial com escorrên-
cia predominantemente longitudinal e
interferida por fluxos marginais formando
a UTS C. Com arquitectura multistory multichannel o sistema fluvial entrançado (tipo
braided) desenvolve, longitudinalmente,
um estilo de canais amalgamados, marcadamente erosivos na base, com as planícies
de inundação a estenderem-se preferencialmente para NE.
Por diminuição da energia nos meios
sedimentares, condicionada por acalmia
tectónica, os ambientes fluviais passam
lateral e verticalmente a meios palustres,
os quais, sob a continuação de enfraquecimento da energia hidrodinâmica, evoluem
para ambientes com características lacustres. Os fracos impulsos tectónicos relacionados com a actividade orogénica da
região durante esta etapa, encontram-se
apenas registados na ocorrência de lóbulos
deltaicos no interior desta unidade (UTS
D) em que ocorre a sedimentação conjunta de material pelítico, de matéria vegetal
e a intercalação de corpos deltaicos.
Na área envolvente da BCD, ainda a
continuação da granitização pós-fase D3
provoca o máximo da incarbonização do
carvão do tecto da BCD. Em boa correlação com os estudos de LEMOS DE
SOUSA (1973, 1978) a resultante térmica encontra-se situada a Sul da BCD em
clara correlação com os episódios regionais do magmatismo nas fases finais da
orogenia varisca.
A rotação gradual do binário compressivo para E-W durante as fases tardias
(D4) da orogenia varisca na BCD, encontra-se registada na predominância da
componente cavalgante sobre a desligativa. As razões inerentes a esta circunstância
e que reforçam esta conclusão encontramse na “soldadura” do SCDB através das
rochas granitóides presentes no maciço de
Castro Daire. Os elementos resultantes da
análise petrográfica, do registo dos trabalhos mineiros e da estrutura tectónica da
BCD também corroboram e suportam
esta conclusão.
Assim, ocorre o início do basculamento
pós-sedimentar dos corpos sedimentares da
BCD e a duplicação da respectiva série
estratigráfico-sedimentar, particularmente
notória no sector de São Pedro da Cova com
a formação da designada “bacia oriental”.
Com as etapas finais da instalação dos
granitóides na proximidade da margem
SW da BCD e a Sul da mesma ocorre a
aquisição de rang das camadas de carvão da
UTS B. A diluição e o enfraquecimento do
fluxo térmico para tecto da BCD não possibilita que esta etapa de incarbonização
fique registada nos carvões da UTS D dado
que o rang adquirido na etapa anterior é
superior ao que resulta desta etapa.
Após o final da instalação dos granitóides variscos pós-fase D3 e consequente
conclusão da incarbonização da BCD, o
contexto tectónico provoca o seccionamento da BCD e a consequente duplicação de
série sedimentar e, obviamente, das UTS
anteriormente referidas num estilo tipo
piggy-back, isto é com a migração das falhas
inversas para muro desenvolvendo o ramo
ocidental da estrutura em flor (flower-structure) varisca para a ZCI, provocando, também, o desenraízamento das escamas constituídas pelo substrato de Paleozóico inferior em contacto estratigráfico com a então
designada brecha intracarbonífera.
Nesta etapa e, pelo menos, em relação
à falha inversa que trunca a parte superior
da BCD no sector de Germunde, encontrase também associada uma componente
desligativa esquerda cujo movimento conjugado com a componente de cavalgamento apresenta uma resultante oblíqua provocando a rotação das camadas de tecto da
BCD. Durante todo o processo tectónico
(D4) que actuou após a formação e a consolidação das rochas sedimentares da BCD
e em flagrante concordância com a escamização, desenvolveu-se clivagem de fractura
nas rochas com comportamento mais frágil e, por outro lado, as litologias mais
dúcteis (principalmente o carvão) responderam com microdobramento da estratificação.
AGRADECIMENTOS
O presente trabalho foi efectuado ao abrigo
do projecto PRAXIS/ CTA/ 82/ 1994 (Centro
de Geologia da Universidade do Porto).
Recibido: 04-VII-03
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ISSN: 0213-4497
Nascente termal do Poço Quente
(Granjão–Caldas do Moledo, Norte de
Portugal): morfoestrutura, geoquímica e
hidrogeologia
Poço Quente thermal spring (Granjão–Caldas
do Moledo, Northern Portugal):
morphostructure, geochemistry and
hydrogeology
ESPINHA MARQUES, J.1; MARQUES, J. M.2; CHAMINÉ, H. I.3; GOMES, A. A.4;
FONSECA, P. E.5; CARVALHO, J. M.6; CARREIRA, P. M.7; GRAÇA, R. C.2; AIRESBARROS, L.2 & BORGES, F. S.1
Abstract
The results of multidisciplinary studies concerning the Poço Quente thermal (T≈22.9ºC)
spring waters, located at the Granjão-Caldas do Moledo sector (Peso da Régua, Northern
Portugal), are presented. The hydrogeological and geotectonic studies indicate that the
location of Poço Quente spring is mainly conditioned by the local structural geology features of the aquifer system. The main features of the local geotectonic framework are the
geologic boundary between the Schist-Greywacke Complex metasedimentary rocks and
the Cidadelhe granite and, additionally, the intersection of NW-SE, NNE-SSW and E-W
structural discontinuities, related to the Vigo-Régua shear zone, to the Régua-Verin fault
zone and to the Douro fault, respectively. Hydrogeochemical and isotopic (18O, 2H and
3H) analysis were used to investigate the inter-relation between the Poço Quente thermal waters and the Caldas do Moledo hydromineral system. When compared with
Caldas do Moledo thermomineral waters, the heavier isotopic composition of Poço
Quente thermal spring waters, strongly controlled by the altitude effect, indicate that we
are in the presence of a locally recharged hydrogeological circulation system, with no
connection with Caldas do Moledo geothermal system. Cl, δ18O and δ2H values of Poço
Quente thermal waters indicate that these waters should not be faced as the result of a
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 147-172
mixing process between deep thermomineral waters (of Caldas do Moledo type) and
local meteoric waters. The results obtained are extremely important for the sustainable
management of the hydromineral and geothermal resources of the Granjão-Caldas do
Moledo sector.
Key words: Poço Quente, thermal waters, tectonics, geomorphology hydrogeochemistry,
isotopes, hydrogeology, Northern Portugal.
(1) Centro de Geologia da Universidade do Porto e Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da
Universidade do Porto. Praça de Gomes Teixeira, 4099-002 Porto. Portugal. ([email protected])
(2) Departamento de Engenharia de Minas e Georrecursos. Laboratório de Mineralogia e Petrologia (LAMPIST). Instituto Superior Técnico da Universidade Técnica de Lisboa. Av. Rovisco Pais, 1049-001 Lisboa.
Portugal. ([email protected])
Universidade de Aveiro. ([email protected])
(4) Departamento de Geografia da Faculdade de Letras da Universidade do Porto e Gabinete de Estudos de
Desenvolvimento Económico e Social (GEDES). Via Panorâmica, s/n, 4150-564 Porto. Portugal.
(5) Departamento de Geologia e LATTEX da Universidade de Lisboa. Ed. C2, 5º piso. Campo Grande.
1749-061 Lisboa. Portugal.
(6) Departamento de Geociências da Universidade de Évora, Apartado 94. 7001 Évora, Portugal, e Centro
de Geologia da Universidade do Porto.
(7) Instituto Tecnológico e Nuclear (ITN). Estrada Nacional Nº 10, 2686-953 Sacavém Codex, Portugal.
INTRODUÇÃO
As nascentes termominerais estão, frequentemente, relacionadas com sistemas
hidrogeológicos condicionados pelas condições tectónicas e morfoestruturais. A
presença de estruturas tectónicas (especialmente falhas afectando zonas profundas da crusta) origina zonas de escoamento preferenciais, tais como fissuras, diáclases ou falhas (e.g., INGEBRITSEN &
SANFORD, 1998; INGEBRITSEN &
MANNING, 1999; BITZER et al.,
2001). Uma anomalia geotérmica num
maciço rochoso pode ter origem na redistribuição de energia térmica devida à
movimentação ascendente ou descendente
de fluidos (OLIVER, 1986).
A localização das nascentes de águas
minerais ao longo do traçado da falha de
Régua-Verin constitui um indício importante de actividade neotectónica ao longo
deste acidente maior no Maciço
Hespérico (e.g., RIBEIRO & ALMEIDA,
1981; BAPTISTA, 1998; BAPTISTA et
al., 1998; CALADO, 2003). Deste modo,
as ocorrências termominerais, relacionadas com esta falha, são controlados, por
uma lado, por estruturas profundas de
direcção geral N-S (relacionadas com
zonas propícias à circulação) e, por outro
lado, por estruturas de direcção NNESSW, regra geral muito profundas, e activas, as quais induzem circulação dos fluidos pela sua actividade sismotectónica
(entre outros modos por bombagem sísmica). A actividade sísmica parece ser
contínua ao longo do tempo, e concentrada nos locais onde ocorrem as emergências termominerais. A circulação de fluidos e as reacções fluido-rocha são compo-
Nascente termal do Poço Quente 149
nentes activas dos processos de ruptura
sísmica, originando a fracturação hidráulica do maciço. As variações na tensão
relacionadas com o ciclo de tensão sísmica, controlam a manutenção e a circulação
das águas termominerais, nos segmentos
activos da falha de Régua–Verín.
As zonas intensamente fracturadas,
correspondentes à intersecção destes tipos
de estruturas, designadas habitualmente
por nós tectónicos, são os locais mais propícios para a circulação, em regime forçado, dos fluidos termominerais (INGEBRITSEN & MANNING, 1999; BITZER et al., 2001). Os segmentos de falha
activos podem actuar como barreiras e/ou
como condutas, constituindo uma componente importante do controlo do fluxo termomineral (OLIVER, 1986). A circulação
de fluidos e a sismicidade induzida ao
longo de falhas activas são processos complexos e cíclicos auto-sustentados, os quais
estão, em parte, relacionados com a tensão
tectónica regional. Assim, no caso da falha
de Régua–Verín, os acidentes de direcção
NNE-SSW podem, também, funcionar
como estruturas-barreira, muitas das vezes
impermeáveis, que compartimentam o
maciço, em blocos de forma aproximadamente rômbica, favorecendo a circulação
dos fluidos.
Para a diversidade e a grande variedade
de características físico-químicas das águas
termominerais contribui, certamente, o
quadro evolutivo tectonoestrutural dos
diferentes ramos que constituem as
megaestruturas regionais. Para tal, podese ter em conta factores como (INGEBRITSEN & SANFORD, 1998): i) o gradiente geotérmico e/ou a temperatura a
que os fluidos são submetidos, ii) o tempo
150 Espinha Marques et al.
de contacto e de interacção fluido-rocha,
iii) a velocidade de circulação dos fluidos,
iv) a profundidade e as características do
reservatório.
A grande maioria das águas subterrâneas (das quais as águas termominerais são
um excelente exemplo) tem a sua origem
na precipitação atmosférica (IAEA, 1981,
1983). No entanto, em alguns casos, os
processos de recarga e circulação subterrânea são relativamente complexos, sendo
necessário obter o maior número possível
de informações acerca dos processos
envolvidos.
O SISTEMA HIDROGEOLÓGICO DO
POÇO QUENTE
Um dos principais objectivos deste
estudo consiste em apresentar uma nova
contribuição para a elaboração de um
modelo hidrogeológico conceptual associado às águas do Poço Quente, situado a
cerca de 800m para NW do estabelecimento termal de Caldas do Moledo e a,
aproximadamente, 300m para NNE da
ponte de Granjão (Peso da Régua, N de
Portugal). Trata-se de uma temática
extremamente importante, tendo em vista
a reavaliação dos recursos hidrominerais e
geotérmicos da área das Caldas do
Moledo. Neste âmbito, é fundamental
averiguar a existência de inter-relações
entre as águas subterrâneas do Poço
Quente e o sistema hidromineral e geotérmico de Caldas do Moledo.
A nascente do Poço Quente foi identificada durante a realização do inventário
hidrogeológico realizado a propósito da
definição do perímetro de protecção das
captações de água mineral de Caldas do
Moledo (ESPINHA MARQUES, 2001).
Esta nascente não é referida em trabalhos
anteriores (e.g., HENRIQUES, 1726;
FERNANDES, 1944; ACCIAIUOLI,
1949/50, 1952/53; ALMEIDA & ALMEIDA, 1970; CANTO MACHADO, 1988;
CARVALHO, 1996a,b; IGM, 1999;
MARQUES et al., 2000a; CALADO,
2001). A água do Poço Quente distinguese das águas subterrâneas normais da
região por apresentar características termais: i) trata-se de uma água de circuito
hidrogeológico mais longo, profundo e
lento, com características geoquímicas
estáveis (isto é, ao abrigo de flutuações
sazonais) e diferentes daquelas das águas
subterrâneas normais da região; ii) a temperatura de emergência é de 22,9ºC, a qual
permite classificar estas águas como termais de acordo com o critério de SCHOELLER (1962, 1982).
Devido à referida complexidade dos
fenómenos envolvidos no funcionamento
de sistemas hidrominerais e geotérmicos, a
avaliação dos georrecursos que se lhes associam deverá adoptar uma perspectiva multidisciplinar, mais conveniente para abranger a globalidade de processos (puramente
naturais ou condicionados pelas actividades humanas) que têm lugar. No caso da
nascente do Poço Quente e do sistema
hidromineral de Caldas do Moledo, esta
perspectiva revela-se fundamental para se
levar a cabo a exploração dos respectivos
recursos hidrominerais e geotérmicos, respeitando o paradigma do desenvolvimento
sustentável, o qual implica que a qualidade e a quantidade dos mesmos deverá ser
preservada a curto e a longo prazo. A este
propósito, convém referir que o Poço
Quente se localiza a menos de 100m do
limite oeste da zona alargada do perímetro
de protecção das captações de água termomineral de Caldas do Moledo.
Assim, os estudos realizados em torno
da nascente do Poço Quente conduziram a
um modelo hidrogeológico conceptual
que permitirá apoiar a realização de estudos subsequentes, assim como a realização
de eventuais sondagens de pesquisa e captação. Para estes estudos contribuiram os
conceitos, métodos e técnicas de diversas
disciplinas, em particular a geologia estrutural e a tectónica, a geomorfologia, a geoquímica (convencional e isotópica) e a
hidrogeologia.
ENQUADRAMENTO GEOTECTÓNICO
REGIONAL E MORFOESTRUTURAL
O sector de Granjão-Caldas do Moledo
(figura 1) situa-se na Zona Centro-Ibérica
do Terreno Autóctone Ibérico (RIBEIRO
et al., 1990), mais precisamente entre dois
troços principais da falha de Régua–Verín
(também designada por Penacova–
Régua–Verín) — e.g., CHOFFAT (1917),
CARVALHO (1993, 1996a), BAPTISTA
(1998) — e o segmento Amarante–Régua
relacionado com o megacisalhamento de
Vigo–Régua (também designado por
Vigo–Vila Nova de Cerveira–Régua) —
PILAR & FERNANDES (1962), BAPTISTA (1998). Segundo CABRAL (1995)
a linha de fractura de Penacova–
Régua–Verín é uma falha de desligamento
esquerdo, com importantes deslocamentos
verticais associados em alguns troços, do
tipo “pull-apart”, constituindo zonas favoráveis para a instalação de corpos intrusivos. Este importante acidente foi reactivado no Quaternário e, para além dessas evi-
dências, apresenta actividade tectónica nos
tempos actuais. Esta depressão tectónica
associa-se a um desligamento tardi-varisco
que sofreu reactivação posterior, pertencente ao mesmo sistema de fracturas do
acidente de Bragança–Vilariça–Manteigas,
a que é subparalelo (CABRAL & RIBEIRO, 1988; CABRAL, 1995).
Neste sector, o traçado do vale do
Douro apresenta duas orientações principais: WNW-ESE (relacionada com o
megacisalhamento Vigo-Régua) e NNESSW (relacionada com a falha de RéguaVerin). Trabalhos regionais prévios (e.g.,
CHOFFAT, 1917; ACCIAIUOLI, 1952/53;
CABRAL, 1995; BAPTISTA et al., 1998; BAPTISTA, 1998) apontam para a existência de
um controlo morfoestrutural das nascentes
hidrominerais localizadas ao longo da
depressão de Penacova– Régua–Verín. De
acordo com BAPTISTA et al. (1998), as
características tectónicas e morfoestruturais são preponderantes para a explicação
da génese das ocorrências hidrominerais,
devido à criação de zonas de maior permeabilidade por fracturação.
Geomorfologia
A geomorfologia da região envolvente
do sector de Granjão-Caldas do Moledo
(figuras 2 e 3) é dominada pelo entalhe
profundo do vale do rio Douro (e de alguns
dos seus afluentes) enquadrado, a norte,
pelos cumes de natureza xisto-quartzítica
da serra do Marão (1415m de altitude) e, a
sul, pela serra das Meadas (1141m de altitude). Nesta região, o vale do rio Douro é
encaixado, excepto na área da cidade de
Peso da Régua, onde se desenvolve um
vale de fundo mais amplo.
Figura 1. Mapa geológico-estrutural da região de Granjão-Caldas do Moledo, Peso da Régua (base
geológica adaptada de ESPINHA MARQUES et al., 2001a; base neotectónica de CABRAL & RIBEIRO, 1988).
Depósitos de Cobertura (Holocénico a Plio-Plistocénico): A – aluviões actuais; terraços fluviais;
Rochas Metassedimentares (Paleozóico inferior): De – Formação de Desejosa (Complexo XistoGrauváquico) do Grupo do Douro, Ord – Xistos argilosos, ardosíferos e quartzito ‘Armoricano’;
Granitóides (sin a tardi-fase D3 varisca): γCi - granito de Cidadelhe (grão médio a fino, moscovítico
e turmalínico), γVal - granito de Valdigem (grão médio a fino, moscovítico e turmalínico), γBar - granito de Barro (porfiróide de grão médio a fino); Filões: q – quartzo; ap – aplitopegmatito e/ou pegmatito.
O vale do rio Douro é bastante sinuoso e encaixado, dando origem a desníveis
importantes entre o leito do rio (ca. 50m
de altitude) e os cumes adjacentes, dos
quais se destacam os que correspondem
aos v.g. de Santa Sabina (443m), de
Mesquitela (729m) e de Rojão (886m). A
rede de drenagem apresenta, com frequência, troços de linhas de água rectilí-
neos, com inflexões súbitas, sendo numerosos os paralelismos entre conjuntos de
linhas de água. Estas evidências denunciam, de imediato, um forte controlo
estrutural regional.
O trajecto das linhas de água é amiúde,
paralelo aos alinhamentos dos vários ramos
da falha de Régua–Verín, facto especialmente evidente no troço final do rio
Corgo, na ribeira da Meia-Légua e em certos segmentos da ribeira da Seromenha. As
encostas, junto do rio Douro e de alguns
dos afluentes, tendem a ser rectilíneas e
bastante inclinadas (por vezes >40º de
declive) — Espinha Marques (2001).
Segundo BRUM FERREIRA (1978),
podem-se definir vários níveis de aplanamento para esta área, embora a dissecação muito densa tenha reduzido, na
generalidade, as superfícies aplanadas a
estreitos interflúvios. Para este retalhamento também contribui o facto deste
sector ser densamente tectonizado,
donde resulta a movimentação vertical
das superfícies aplanadas.
Deste modo, poderá relacionar-se o
topo aplanado das elevações acima dos 800
metros com o nível da superfície fundamental definido pelos cimos dos planaltos
do Norte da Beira (BRUM FERREIRA,
1978). Abaixo desta superfície definem-se
vários níveis de aplanamento, dos quais se
destacam os níveis ligados ao encaixe do rio
Douro: o nível dos 600-650 metros (Moura
Morta); o nível dos 350-400 m (Cidadelhe)
e o nível dos 200-250 metros (Mesão Frio).
Saliente-se que o autor citado refere que os
níveis de aplanamento no Complexo XistoGrauváquico são bem definidos, a oriente
de Mesão Frio, por contraste com a geomorfologia do maciço granítico da região
de Amarante–Mesão Frio.
O vale da ribeira da Seromenha, onde
se localiza a nascente do Poço Quente,
apresenta dois tipos de perfil topográfico
distintos. Assim, na área granítica, o rio
tem um traçado rectilíneo num vale profundo e em V apertado, enquanto que nos
xistos forma um vale ligeiramente mais
largo e o curso de água segue um traçado
sinuoso. Neste local, verifica-se que, no
fundo do vale talhado nos granitos, se desenvolve um nível aplanado antigo, ao qual
se seguiu o encaixe actual. Para a explicação deste aplanamento residual e da posterior ruptura no perfil longitudinal, concorrem, pelo menos, três razões: i) um
abaixamento do nível de base da ribeira
(no caso, o rio Douro), ii) a manifestação
do fenómeno de erosão diferencial, uma
vez que o nível de aplanamento não se
define nos xistos, e iii) movimentação
neotectónica recente que tenha motivado
a ruptura do perfil.
O sector terminal desta ribeira parece
ser condicionado tectonicamente, já que é
concordante com a direcção média da falha
de Régua–Verín e está na continuidade de
um importante alinhamento tectónico
(vale da ribeira de S. Martinho, homólogo
da ribeira da Seromenha) e desnivelamento topográfico existentes na margem
esquerda do rio Douro.
Unidades geológicas regionais
Na região envolvente do sector de
Granjão–Caldas do Moledo — em tempos
conhecida como Caldas do Granjão
(MACHADO, 1973) — (figuras 1 e 3)
ocorrem, fundamentalmente, rochas
metassedimentares de natureza turbidítica, de idade câmbrica inferior, enquadradas no “Complexo Xisto-Grauváquico”
(Formação de Desejosa) do Grupo do
Douro (BERNARDO DE SOUSA, 1982,
1983; BERNARDO DE SOUSA &
SEQUEIRA, 1989). As rochas metassedimentares constam de metapelitos que
apresentam, localmente, cor cinzenta clara
a escura, alternando com níveis metapsa-
Figura 2. Esboço morfoestrutural da região de Granjão-Caldas do Moledo (base neotectónica adaptada de BAPTISTA, 1998).
míticos esbranquiçados, exibindo o conjunto um aspecto listrado. Foram também
reconhecidos níveis de rochas calcossilicatadas. A unidade metapelítica apresentase, em regra, como um conjunto muito
homogéneo, monótono, e exibe uma fissilidade muito acentuada.
Foi identificado um afloramento granítico, cartografável, que se estende pelo
vale da ribeira da Seromenha (próximo da
Figura 3. Esboço geológico do sector de Granjão-Caldas do Moledo (adaptado de ESPINHA MARQUES, 2001a).
localidade de Cidadelhe), ao longo de ca.
1500 m, com uma largura que chega a
atingir 200 m (ESPINHA MARQUES,
2001; ESPINHA MARQUES et al.,
2001a,b). A presença deste granitóide não
se encontra assinalada na cartografia geológica publicada (cf. FERNANDES, 1944;
TEIXEIRA et al., 1967). Há, contudo,
uma breve referência feita por FERNANDES (1944), a um pequeno afloramento
(600m2) granitóide na área de Cidadelhe.
O granitóide de Cidadelhe é de grão
médio a fino, moscovítico e com turmalina. Mostra aspectos que apontam tratar-se
de um granitóide algo evoluído, em termos geoquímicos, tais como o desenvolvi-
mento de moscovite, de turmalina e de
feldspato potássico. Esta fácies apresenta
características petrográficas similares às
descritas para os granitos de Valdigem
(TEIXEIRA et al., 1967) e de Favaios
(BERNARDO DE SOUSA & SEQUEIRA, 1989). A observação em lâmina delgada do granitóide de Cidadelhe revelou
que a mineralogia essencial é composta
por quartzo, moscovite, microclina e clorite; acessoriamente, contém sericite, zircão,
apatite e turmalina.
O granitóide de Cidadelhe encontra-se
associado espacialmente a alinhamentos
tectónicos de orientação geral NNE-SSW
e WNW-ESE, sugerindo tratar-se de um
granitóide tardi a pós-tectónico, segundo
a classificação proposta por FERREIRA et
al. (1987). Encontra-se, em curso, uma
caracterização geoquímica e geocronológica de pormenor que permitirá, concerteza, refinar o quadro geodinâmico da instalação deste granitóide e das rochas filonianas associadas.
O contacto com o encaixante metassedimentar é brusco, tectónico, e observamse com frequência, junto deste, corneanas
metapelíticas mosqueadas. Ocorrem,
ainda, neste sector, numerosos filões e
massas aplitopegmatíticas e pegmatíticas,
instaladas em zonas de fractura na unidade
metassedimentar.
Tectónica
Foram efectuados estudos preliminares
relativos à geologia estrutural regional e
local, com ênfase nos aspectos relacionados
com as descontinuidades, tendo em vista
definir a compartimentação do maciço
rochoso e conseguir uma melhor compreensão da circulação das águas subterrâneas.
Assim, procedeu-se a um levantamento
estrutural das descontinuidades principais
(e.g., estratificação, xistosidade, diáclases e
falhas). As superfícies de estratificação
têm, em geral, inclinação inferior a 20º e
uma direcção variável. A xistosidade
regional apresenta, quase sempre, uma atitude sub-paralela à da estratificação. O
diaclasamento no Complexo XistoGrauváquico (CXG) é predominantemente normal à xistosidade regional. As fendas
de tracção são normalmente preenchidas
por quartzo e são relativamente comuns
nas bancadas metagrauváquicas.
Recorrendo à fotografia aérea, à topografia e a um modelo digital de terreno,
foi possível identificar os principais lineamentos estruturais regionais. Efectuou-se,
ainda, um levantamento, em diversos taludes e afloramentos, das atitudes de diáclases e falhas através da técnica de amostragem linear (e.g., CHAMINÉ & GASPAR,
1995). Estas descontinuidades definem
uma família principal de direcção N0ºE a
N30ºE; regista-se, ainda, a existência de
uma outra família, com menor número de
observações, de orientação média N135ºE
a N150ºE. A direcção das descontinuidades NNE-SSW é próxima da orientação da
zona da falha de Régua–Verín.
HIDROGEOLOGIA
HIDROGEOQUÍMICA
E
Ocorrência da nascente termal do
Poço Quente
Foi inventariada uma nascente de água
termal — designada pelo topónimo local
pelo qual é conhecida, i.e., nascente do
Poço Quente (próximo da Quinta da
Esperança) situada a cerca de 800m para
NW do estabelecimento termal de Caldas
do Moledo e a, aproximadamente, 300m
para NNE da ponte de Granjão, a ca. 80m
de altitude (figura 3).
Neste sector, as descontinuidades de
orientação NNE-SSW (subconcordantes
com a falha de Régua–Verín) a NW-SE
(subparalelas ao megacisalhamento de
Vigo–Régua), contribuem, localmente,
para o controlo do transporte dos fluidos
hidrominerais até à superfície. Este controlo poderá, ainda, depender da estrutura
maior — de orientação média E-W, denominada neste trabalho como falha do rio
Douro (SEIFERT, 1967, 1969; SEIFERT
& VICENTE, 1968; CARVALHO &
SILVA, 1988) — assim como das descontinuidades que lhe são subparalelas, as
quais compartimentam o maciço rochoso
na encosta norte do vale do Douro. Deste
modo, a falha do Douro funcionaria como
estrutura hidrogeológica actuando como
barreira, contribuindo para a ascensão dos
fluidos hidrominerais. Outras estruturas
hidrogeológicas são aquelas relacionadas
com a ocorrência de rochas granitóides
com o seu cortejo de filões e massas aplitopegmatíticas. O granito de Cidadelhe cartografado por ESPINHA MARQUES et
al. (2001a), e as massas graníticas referenciadas por SEIFERT (1967, 1969) no sector de Caldas do Moledo são exemplos destas ocorrências.
O quadro geológico-estrutural local
denuncia um forte controlo litotectónico
da circulação hidrogeológica. Assim, a nascente do Poço Quente encontra-se associada a um nó tectónico materializado pela
intersecção de uma rede de descontinuidades com orientações médias NW-SE,
NNE-SSW e E-W. O enquadramento geotectónico local é, ainda, caracterizado pela
proximidade do limite geológico entre as
rochas metassedimentares (CXG) e o granitóide de Cidadelhe. A emergência ocorre
através da superfície de contacto entre os
metassedimentos e um filão aplitopegmatítico com uma possança que ronda 1,5m,
e com atitude de N80ºE;60ºSE. Aquele
contacto apresenta indícios de movimentação tectónica materializados pela existência
de estrias de deslizamento sub-horizontais.
A temperatura desta nascente é de
22,9ºC e o caudal foi avaliado em ca. 1l/s.
Esta nascente classifica-se como termal, de
acordo com o critério de SCHOELLER
(1962, 1982), segundo o qual a temperatura de uma água termal deverá superar
em 4ºC a temperatura média do ar da
região (ca. 15ºC, neste caso).
Amostragem e métodos analíticos
Os trabalhos de campo tiveram como
objectivo a colheita de amostras quer de
águas subterrâneas normais (provenientes
de nascentes) quer de águas termominerais
(provenientes de nascentes ou de furos de
captação) na região em estudo. Durante a
colheita procedeu-se, in situ, à determinação da temperatura (ºC), da condutividade
eléctrica (μS/cm) e do pH, de todas as
águas amostradas.
No Laboratório de Mineralogia e
Petrologia do Instituto Superior Técnico
(LAMPIST) determinaram-se as concentrações dos elementos maiores através das
seguintes técnicas analíticas: espectrofotometria de absorção atómica para o Ca e Mg;
espectrofotometria de emissão para o Na, K
e Li; métodos colorimétricos para a sílica e F;
cromatografia iónica para o Cl, NO3 e SO4;
potenciometria para o HS, HCO3 e CO3.
As determinações dos valores δ18O e
nas águas foram efectuadas no
Instituto Tecnológico e Nuclear (ITN)
segundo os métodos analíticos descritos
por EPSTEIN & MAYEDA (1953) e
FRIEDMAN (1953), respectivamente,
sendo expressos na notação δ (desvio em
permilagem relativamente ao padrão
internacional V-SMOW). As análises de
3H foram, igualmente, efectuadas no ITN,
utilizando-se a técnica de enriquecimento
electrolítico e posterior medição das taxas
de contagem por cintilação líquida. Os
valores de 3H estão expressos em Unidades
de Trítio (TU).
δ2H
Caracterização hidrogeoquímica
Nos últimos anos, temos vindo a dar
especial atenção à caracterização hidrogeoquímica das águas termominerais das
Caldas do Moledo (ESPINHA MARQUES, 2001; MARQUES et al., 1998,
2000a,b, 2003). Neste contexto, águas
subterrâneas normais e termominerais
locais, provenientes de diversas nascentes e
furos de captação, têm vindo a ser amostradas para caracterização geoquímica e
isotópica (tabelas 1 e 2). Conforme referido anteriormente, no decorrer de trabalhos
de campo efectuados recentemente, procedeu-se à identificação de uma nascente termal (Poço Quente) localizada na área do
Granjão. Estas águas termais apresentam
temperatura de emergência de ≈22.9ºC, e
são caracterizadas por:
i) pH = 6.7,
ii) condutividade eléctrica ≈ 340 μS/cm,
iii) HCO3 é o anião dominante,
iv) Na é o catião dominante,
v) valores de sílica elevados (SiO2 ≈ 45 mg/l),
vi) presença de F (até 5 mg/l).
As águas termais do Poço Quente
apresentam temperatura de emergência
praticamente constante ao longo de todo o
ano, temperatura esta bastante superior à
temperatura média anual da região
(≈15ºC). Este facto corrobora a ideia de
que as águas da nascente Poço Quente
deverão ser encaradas como manifestações
superficiais de um sistema hidrogeológico
de características termais.
No entanto, quando comparadas com
as águas termominerais das Caldas do
Moledo (furos AC1 e AC2), as águas termais do Poço Quente apresentam características geoquímicas distintas, nomeadamente (ver tabela 1):
i) temperatura inferior.
ii) pH mais baixo,
iii) valores de Na, Li, F e HCO3 inferiores,
iv) valores de K, Ca, Mg, SO4 e NO3
mais elevados;
v) ausência de espécies reduzidas de
enxofre (HS)
Conforme indicado pela fácies HCO3Na, ao quimismo das águas termais do
Poço Quente deverá estar associada a
interacção água-rocha granitóide. De
facto, a presença de F nestas águas deverá
ser encarada como o resultado da interacção com alguns dos minerais (apatite e
turmalina) presentes nas rochas granitóides da região. A ausência de espécies reduzidas de enxofre nestas águas deve ser
encarada como uma das principais assinaturas químicas para as distinguir das águas
termominerais das Caldas do Moledo.
A localização geográfica e o enquadramento geológico da nascente Poço Quente
sugerem a possibilidade de existir alguma
correlação hidrogeológica com as águas
termominerais das Caldas do Moledo. De
Tabela 1. Características físico-químicas de águas termominerais e águas subterrâneas normais do sector de Granjão-Caldas do Moledo.
Tabela 2. Composição isotópica das águas termais e normais da área das Caldas do Moledo.
facto, conforme podemos observar através
da análise da tabela 1 e dos diagramas de
Stiff e Piper da figura 4, as águas da nascente Poço Quente apresentam algumas
características químicas (e.g., concentração em K, Ca, Mg, SO4 e Cl) semelhantes
às águas da nascente termal Fresca (Caldas
do Moledo). Conforme referido por MARQUES et al. (2003), as águas da nascente
termal Fresca apresentam leves indícios de
contaminação antrópica. Segundo MARQUES et al. (2003), na área em estudo, as
águas normais que apresentam maiores
concentrações em K, Ca e Cl, são igualmente caracterizadas por valores de SO4 e
NO3 elevados (as águas da nascente
Outeiro são um bom exemplo desta tendência). Tal facto não é de estranhar dado
que o K, Ca, Cl, SO4 e NO3 são os principais componentes dos fertilizantes e pesti-
cidas utilizados na região para fins agrícolas (cultura da vinha) relacionados com a
produção do Vinho do Porto.
Assinaturas isotópicas (18O, 2H e 3H)
A geoquímica isotópica apresenta-se
como uma ferramenta hidrológica extremamente importante para, conjuntamente com a informação proveniente de outras
áreas de investigação (e.g., geoquímica
convencional, geologia, geomorfologia e
tectónica), possibilitar a elaboração de um
modelo hidrogeológico consistente, o
qual constitui a base para o planeamento
de futuras campanhas de pesquisa e captação, assim como para a elaboração de planos de desenvolvimento de qualquer
recurso hidromineral. Os isótopos
ambientais podem, igualmente, contribuir para a resolução de questões ligadas à
(a)
(b)
Figura 4. Diagramas de Piper (a) e de Stiff (b) de algumas águas subterrâneas do sector de GranjãoCaldas do Moledo.
exploração sustentável dos recursos hídricos subterrâneos, nomeadamente no que
respeita à utilização cuidada e à protecção
deste tipo de georrecurso (envolvendo
quer a quantidade quer a qualidade de
água utilizada). Por exemplo, o conhecimento dos processos de recarga das águas
termominerais é extremamente importante para a prevenção da deterioração da sua
qualidade causada pela poluição.
Os isótopos ambientais mais utilizados
são o oxigénio-18 (18O), o deutério (2H) e
o trítio (3H). Os dois primeiros isótopos
(estáveis) são utilizados como traçadores
naturais em problemas relacionados com a
origem das águas e com os respectivos sistemas de fluxo subterrâneo, enquanto que
o isótopo radioactivo (3H) é utilizado em
questões relacionadas com a dinâmica dos
sistemas de fluxo subterrâneo e, conjuntamente com os isótopos estáveis, pode ter
um papel importante na avaliação da existência de mistura entre águas profundas e
águas meteóricas de infiltração recente.
Procura-se demonstrar a aplicabilidade
das técnicas da geoquímica isotópica na
resolução de questões de índole hidrogeológica. Esta forma de abordar a questão
pretendeu possibilitar a identificação das
potencialidades (e limitações) da utilização
das técnicas isotópicas na resolução de problemas específicos. É de salientar o facto
de as técnicas isotópicas poderem proporcionar uma abordagem independente na
resolução de determinado problema hidrogeológico. No entanto, devemos estar
conscientes de que estas técnicas são apenas uma das inúmeras ferramentas hoje
disponíveis, e a sua utilização em paralelo
com outras disciplinas foi, certamente,
bastante mais proveitosa.
Neste capítulo, e recorrendo à utilização conjunta da geoquímica convencional
e isotópica, abordar-se-á a possibilidade de
as águas termais do Poço Quente serem
encaradas como manifestações superficiais
de um sistema hidrogeológico caracterizado por um processo de mistura entre águas
termominerais (tipo Caldas do Moledo) e
águas normais da região. A aplicabilidade
dos isótopos ambientais (18O, 2H e 3H)
como traçadores do fluxo de águas subterrâneas, e a sua sensibilidade a processos
tais como a evaporação, a mistura e diluição torna-os excelentes indicadores dos
fenómenos geoquímicos.
Conforme se pode observar através da
análise da figura 5, os valores δ18O e δ2H
das águas termais do Poço Quente projectam-se sobre a recta das águas meteóricas
mundiais (δ2H = 8 δ18O+10) definida
por CRAIG (1961), indicando tratar-se de
águas meteóricas que sofreram um processo de infiltração rápido no subsolo. Não se
observa qualquer desvio na composição
isotópica destas águas que sugira a existência de qualquer fenómeno de evaporação ou de interacção água-rocha a temperaturas muito elevadas (> 80ºC).
Ao compararmos a composição isotópica (δ18O e δ2H) das águas termais do Poço
Quente com a composição isotópica das
águas termominerais das Caldas do
Moledo (figura 5) podemos concluir que as
águas termais do Poço Quente apresentam-se enriquecidas em isótopos pesados
(valores δ menos negativos), podendo esta
tendência ficar a dever-se a:
i) diferentes altitudes de recarga,
ii) mistura com águas meteóricas locais,
iii) um efeito paleoclimático.
Figura 5. Diagrama δ2H vs δ18O. (σ) águas termominerais das Caldas do Moledo; (μ) águas termais
do Poço Quente.
MARQUES et al. (2000b) determinaram o efeito de altitude na região em estudo,
através da composição isotópica (δ18O) de
águas normais amostradas em nascentes
localizadas na área envolvente das Caldas
do Moledo e nas zonas montanhosas circundantes (figura 6). Utilizando a recta de
regressão linear traçada pelos pontos
amostrados (figura 6) é possível concluir
que a composição isotópica das águas termais do Poço Quente (δ18Omédio = -5.7o/oo)
aparenta corresponder a águas meteóricas
infiltradas em pontos de cota baixa
(≈125m). Esta altitude de recarga é próxima da altitude de emergência das águas do
Poço Quente (ca. 80m).
Através da análise do diagrama da
figura 7a (Cl vs 3H), as águas termais do
Poço Quente (B), caracterizadas por valores 3H consideráveis, encontram-se projectadas entre dois extremos (A) e (C) de
uma possível recta de mistura: (A) águas
termominerais das Caldas do Moledo
(furos AC1 e AC2; nascentes Lameira 30
e Fresca), (C) água normal local (nascente de Outeiro, a qual se situa a ca. 160m
de altitude).
No entanto, esta tendência de mistura
não é observada nos diagramas da figuras
7b e 7c. Conforme podemos observar, as
águas termais do Poço Quente não apresentam valores δ18O e δ2H compatíveis
com este modelo de mistura. A haver mistura, a composição isotópica das águas
normais locais (representada pela nascente
Outeiro) deveria apresentar valores δ18O
da ordem de –4.5o/oo . Tais valores não são
compatíveis com o efeito de altitude encontrado na região (figura 7), o qual é condicionado por factores climáticos locais.
Deste modo, as águas termais do Poço
Quente devem ser encaradas como estando associadas a um sistema hidrogeológico distinto do das Caldas do Moledo,
caracterizado por recarga e circulação
local. Os valores de 3H e Cl apresentados
Figura 6. Relação dos valores δ18O com a altitude dos locais de amostragem (segundo MARQUES
et al., 2000b). (υ) águas subterrâneas normais locais.
pelas águas termais do Poço Quente
requerem: i) uma circulação relativamente mais profunda que a das águas normais
locais (para explicar o decaimento do 3H)
e ii) que a interacção água-rocha seja
igualmente dominada pela presença de
rochas metassedimentares locais (para
explicar os valores de Cl).
Uma explicação alternativa para a
diferença encontrada na composição isotópica das águas termominerais das
Caldas do Moledo e do Poço Quente
poderia ser um efeito paleoclimático.
Segundo IAEA (1983) paleoáguas são
águas relacionadas com ciclos hidrológicos associados a condições ambientais
diferentes das actuais. Os aquíferos recarregados no decorrer dos episódios pluviais ocorrentes em condições ambientais
mais frias e húmidas são caracterizados
por valores δ18O e δ2H mais negativos,
quando comparados com a composição
isotópica da precipitação actual (IAEA,
1983). Por um lado, as águas termais do
Poço Quente apresentam valores de 3H
consideráveis indicando recarga actual
(posteriormente aos primeiros ensaios
termonucleares), enquanto que as águas
termominerais das Caldas do Moledo
(furos AC1 e AC2) são caracterizadas pela
ausência de 3H muito baixos e por uma
idade aparente da ordem dos 15.66 ±
2.86 x 103 anos, estimada com base nos
valores de 14C e δ13C determinados no
carbono total inorgânico dissolvido
(MARQUES et al., 2003). De referir que,
quer as águas termais do Poço Quente
quer as águas termominerais das Caldas
do Moledo apresentam composição isotópica (δ18O e δ2H) semelhante à das águas
meteóricas actuais da região (MARQUES
et al., 2003), pelo que a possibilidade de
existência de um efeito paleoclimático
não nos parece muito plausível.
Figura 7. Relações 3H vs Cl (a), δ18O vs Cl (b) e δ2H vs Cl (c) para as as águas em estudo. (σ) águas
termominerais das Caldas do Moledo; (μ) águas termais do Poço Quente; (υ) águas subterrâneas
normais locais. A tracejado apresentam-se os domínios correspondentes às águas subterrâneas normais locais, compatíveis com um hipotético modelo de mistura.
UM MODELO CONCEPTUAL DE
CIRCULAÇÃO
Os resultados dos estudos geológicos,
hidrogeoquímicos e isotópicos realizados
na área do Granjão–Caldas do Moledo tornaram possível a elaboração de um modelo hidrogeológico conceptual associado às
águas termais do Poço Quente. Este modelo é baseado na interpretação dos resultados provenientes da abordagem multidisciplinar adoptada.
De acordo com o modelo delineado, a
ocorrência da nascente termal do Poço
Quente é fortemente condicionada pelo
seu enquadramento geotectónico, especialmente no que respeita, à existência de
um nó tectónico definido pelas principais
descontinuidades estruturais localmente
presentes, as quais incluem o contacto
litotectónico entre as rochas granitóides e
as rochas metassedimentares.
A circulação hidromineral nas zonas de
recarga e de descarga faz-se, fundamentalmente, através de rochas metassedimentares. Os estudos geológicos e tectónicos
regionais permitem colocar a hipótese de a
circulação hidromineral ser, ainda, controlada por rochas filonianas (aplitopegmatíticas e/ou pegmatíticas). O reservatório
estará, provavelmente, instalado em rochas
graníticas, tais como o granitóide de
Cidadelhe, agora reconhecido e cartografado. Esta hipótese surge, igualmente, quando se consideram as características químicas destas águas, bastante semelhantes às
que ocorrem em aquíferos graníticos noutros sistemas hidrominerais, na zona de
falha de Régua–Verín.
Os dados hidrogeoquímicos (valores de
Cl) e isotópicos (valores δ18O e δ2H) sugerem que a possibilidade de ocorrência de
mistura entre águas termominerais de circulação profunda e águas subterrâneas normais locais deverá ser encarada com algumas restrições.
Por outro lado, os resultados isotópicos
(δ18O e δ2H) apontam para o facto de as
águas termais do Poço Quente resultarem
de águas meteóricas locais infiltradas em
pontos de cota baixa, relativamente próximos da zona de emergência. Deste modo,
o percurso subterrâneo deverá ser relativamente profundo e demorado, por forma a
explicar a menor actividade em 3H apresentada por estas águas termais, comparativamente às águas normais locais.
O quadro 1 apresenta uma comparação entre diversos sistemas hidrominerais do Norte de Portugal: Poço Quente,
Caldas do Moledo, Caldas do Carlão,
Caldas de S. Lourenço e Caldas de Aregos
(figura 8). Para tal efeito, consideraramse as litologias ocorrentes na zona de descarga, o enquadramento tectónico, a
temperatura máxima registada nas emergências termominerais e o quimismo dos
respectivos fluidos. Constata-se que o
sistema hidrogeológico do Poço Quente
é mais semelhante aos restantes no que
respeita ao enquadramento geotectónico
do que quanto ao quimismo dos fluidos
termominerais.
CONSIDERAÇÕES FINAIS
O presente estudo permitiu apresentar
um quadro morfoestrutural e hidrogeológico actualizado do sector do Granjão–
Caldas do Moledo, bem como tecer as
principais implicações do mesmo sobre o
sistema hidrogeológico do Poço Quente.
Figura 8. Principais ocorrências de águas termominerais no Norte de Portugal (a) e enquadramento geotectónico do sector de Granjão-Caldas do Moledo (b) (adaptado de ESPINHA MARQUES et.
al., 2001a).
As investigações relacionadas com as
águas termais do Poço Quente têm vindo
a ser efectuadas no contexto do desenvolvimento de um modelo conceptual para este
sistema hidrogeológico (MARQUES et al.,
2003; ESPINHA MARQUES et al.,
2001b, in press), modelo este que se tem
vindo a aperfeiçoar à medida que informação adicional vai sendo obtida. Cada fase
de investigação tem envolvido um deter-
Quadro 1. Principais características de alguns sistemas hidrominerais do Norte de Portugal (dados extraídos de CARVALHO, 1996a, b; IGM,
1999; MARQUES et al., 2000a, b; ESPINHA MARQUES et al. 2001a,b).
minado número de operações para obter,
processar e interpretar os dados de campo
e de laboratório, com pormenor correspondente ao grau de conhecimento alcançado.
O modelo hidrogeológico conceptual
proposto para as águas termais do Poço
Quente, aponta para um forte controlo
morfoestrutural desta nascente. A sua ocorrência está claramente associada a um nó
tectónico definido por descontinuidades
subparalelas às grandes estruturas regionais (a falha de Régua-Verin e o megacisalhamento Vigo-Régua) e, adicionalmente, à falha do Douro e às superfícies de
contacto (frequentemente tectónicas) entre
as rochas metassedimentares do CXG e as
rochas ígneas (granito de Cidadelhe e filões aplitopegmatíticos associados).
O fluxo da recarga e da descarga deste
sistema hidrogeológico ocorre, fundamentalmente, através de descontinuidades
existentes nas rochas metassedimentares
ou através de estruturas litotectónicas
associadas ao contacto, já referido, entre
rochas granitóides e metassedimentares.
Por sua vez, o reservatório do sistema está
instalado em rochas granitóides (e.g., granito de Cidadelhe).
As assinaturas geoquímicas e isotópicas
das águas termais do Poço Quente foram
utilizadas por forma a compreender a origem destas águas, as potenciais áreas de
recarga e o sistema de fluxo subterrâneo.
As diferenças geoquímicas e isotópicas
encontradas entre as águas termais do
Poço Quente e as águas termominerais das
Caldas do Moledo levam-nos a colocar a
hipótese de estarmos na presença de sistemas hidrogeológicos distintos, sem conectividade em profundidade. Os valores
δ18O e δ2H das águas termais do Poço
Quente apontam para altitudes de recarga
inferiores às das águas das Caldas do
Moledo. Os valores de 3H associados às
águas termais do Poço Quente, mais elevados que os associados às águas termominerais das Caldas do Moledo deverão ser
encarados como o resultado de um percurso subterrâneo mais curto e menos demorado. A possibilidade de as águas termais
do Poço Quente poderem ser o resultado
de mistura entre águas profundas e superficiais parece ser de excluir. Os valores
δ18O e δ2H associados às águas termais do
Poço Quente não são compatíveis com este
modelo de mistura.
AGRADECIMENTOS
Os autores agradecem à Junta de
Turismo de Caldas do Moledo–Régua por
toda a disponibilidade demonstrada. Este
estudo recebeu apoio do Centro de
Geologia da Universidade do Porto, do
projecto MODELIB/ FCT (POCTI/ 35630/
CTA/ 2000- FEDER) e de uma bolsa de pósgraduação (SFRH/BPD/ 3641/ 2000, Aveiro)
para HIC. Aos Drs. Eduardo Carvalho,
Carla Ribeiro, José Teixeira e Cristiano
Veloso pelo apoio na execução das ilustrações. As trocas de impressões sobre a temática com os Professores J. A. Simões
Cortez (FEUP, Porto) e L. C. Gama Pereira
(FCTUC, Coimbra) foram fundamentais
para consolidar algumas ideias expressas
neste trabalho. Agradece-se à Dra. Maria
José Afonso (ISEP, Porto) a leitura crítica
ao manuscrito original.
Recibido: 7-VII-03
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Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 173-192
Hidrogeologia de rochas graníticas da
região do Porto (NW de Portugal)
Hydrogeology of granitic rocks from Porto
region (NW Portugal)
COXITO AFONSO, M. J.1
Abstract
The studied area refers to Porto region (NW Portugal), has about 190km2 being limited
to the South by the terminal part of the Douro River mouth and to the West by the
Atlantic Ocean. It is located in a complex geotectonic domain of the Iberian Massif, between the Porto–Albergaria-a-Velha–Tomar shear zone and the Douro-Beira
Carboniferous trough. The region is characterized by the prevailing Variscan granitic
rocks, which are two-mica granitoids, with medium grain and granular texture (Porto
Granite) or porphyritic (Ermesinde Granite). The regional fracture study allowed to define preferential orientations: NW-SE are dominant, and more discreetly, NE-SW, while
the predominant dip of the discontinuities is vertical to subvertical. The granitic rocks
weathering in this region results in arenization, which may reach depths of more than
100 m. In geomorphological framework, the region corresponds to a wide flat area dipping gently to South and West. The drainage net reveals a structural control, which
imposed morphostructural features to the region. The main water line is the Leça River,
whose general orientation is NE-SW.
In the climatological study it was determined the annual average values of precipitation
and temperature in the region, which correspond to 1151.5mm and 14ºC, respectively.
This study also enabled an evaluation of the effective evapotranspiration, which is
612.6mm/year. The infiltration rate was evaluated as 7% and the renewable underground hydric resources were estimated as 16x106m3/year, which corresponds to 2.7
l/s/km2.
In the hydrodynamic analysis it is shown water productivity of wells, which led to a
mean value of 1.7 l/s. Through pumping tests, the values of transmissivity and storage
coefficient were estimated, which are in the ranges 1 to 46 m2/d and 10-6 to 10-2, respectively. These parameters allowed delineating a hydrodynamic model suitable to the
granitic fractured media.
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 173-192
The hydrogeochemical study allowed verifying that local ground waters show significant
mineralization (conductivity values between 427 and 489 μS/cm) and pH around 6. The
mineralization of the waters is essentially controlled by the concentration of the rainwater evaporation. Nevertheless, the contribution of the silicates hydrolisis and of the artificial introduction of some salts due to human activity should not be neglected. The
ground waters are mainly positioned in the sodium chloride and calcium chloride facies.
Concerning groundwater contamination, it was detected a great number of contaminant
sources in this kind of urban environment. The analysis of the water quality for human
use revealed that these waters are generally admissible, although the contents of nitrate
are sometimes high. The use of these waters for agriculture offers a low danger of alkalization and a medium to low danger of salinization of the soil. In terms of water vulnerability to pollution, the region fits in a low to medium vulnerability class.
Key words: Porto granitic rocks, hydrogeology, hydrochemistry, NW Portugal
(1) Departamento de Engenharia Geotécnica, Instituto Superior de Engenharia do Porto (ISEP). Rua Dr.
António Bernardino de Almeida, 431, 4200-072 Porto, Portugal, e Centro de Minerais Industriais e Argilas
da Universidade de Aveiro ([email protected])
INTRODUÇÃO
Este trabalho teve como principal
objectivo contribuir para um melhor conhecimento dos recursos hídricos subterrâneos em formações graníticas na parte
portuguesa do Maciço Ibérico. Neste
estudo de síntese, apresentam-se os resultados de um trabalho de investigação de
maior dimensão sobre a região do Porto
(AFONSO, 1997). Com efeito, a investigação na área em estudo prossegue,
actualmente, centrando-se na temática da
hidrogeologia ambiental e recursos hídricos da região do grande Porto–S. João da
Madeira (AFONSO, 2003).
O sector estudado reporta-se à região
do Porto (NW de Portugal), ocupando
uma área de ca. 190 km2 limitada a Sul
pela parte terminal da foz do rio Douro e a
Oeste pela faixa litoral do Oceano
Atlântico (figura 1).
Os meios fracturados graníticos, face
às suas características geológicas e estruturais, caracterizam-se por uma elevada
heterogeneidade e anisotropia, as quais
colocam enormes dificuldades ao desenvolvimento e à gestão dos recursos hídricos. A identificação de descontinuidades,
como contactos geológicos, filões e falhas,
bem como o estudo da alteração, são de
vital importância na investigação destas
formações cristalinas. Enquanto que a
alteração controla o fluxo na parte superior do maciço, funcionando esta zona
como reservatório, as descontinuidades
actuam como um sistema colector responsável pela circulação profunda (e.g.,
CARVALHO, 1984; CARVALHO et al.,
1985; PEREIRA, 1992, 1999; CHAMINÉ
et al., 1999; CARVALHO & CHAMINÉ,
Hidrogeologia de rochas graníticas 175
2000; CARVALHO, 2001; AIRESBARROS & MARQUES, 2003).
ENQUADRAMENTO GEOLÓGICOESTRUTURAL E GEOMORFOLÓGICO
REGIONAL
A região do Porto localiza-se (figura 1)
num domínio geotectónico complexo do
Maciço Ibérico (MI), i.e., entre os terrenos
da faixa de cisalhamento de Porto–
Albergaria-a-Velha–Tomar e o Sulco
Carbonífero Dúrico-Beirão (CHAMINÉ,
2000; PINTO DE JESUS, 2001). O sector
estudado situa-se, assim, ao longo da sutura com direcção geral NNW–SSE — faixa
de cisalhamento de Porto–Tomar (Zona de
Ossa-Morena) — que contacta com a Zona
Centro-Ibérica (LOTZE, 1945; RIBEIRO
et al., 1979, 1990b). O conjunto anterior
faz parte do megadomínio de cisalhamento de Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo
(CHAMINÉ, 2000; CHAMINÉ et al.,
2000; RIBEIRO et al., 2003).
No MI a evolução tectónica posterior é
imposta pela orogenia Alpina (e.g., RIBEIRO et al., 1979, 1990a; CABRAL, 1995;
RIBEIRO, 1988, 2002) correspondendo à
reactivação das falhas tardi-variscas e como
consequência estará na origem dos actuais
traços morfoestruturais da região
(ARAÚJO, 1991; GOMES & BARRA,
2001). A presença de alguns depósitos
plio-quaternários, discordantes sobre o
substrato ante-Mesozóico, representará ou
o testemunho do arrasamento do relevo e
modelação da superfície do MI, ou o entalhe da rede hidrográfica actual (MARTÍNSERRANO, 1994). A região do Porto é
caracterizada, em traços muito gerais, pela
dominância de rochas graníticas de idade
176 Coxito Afonso, M. J.
Figura 1. Enquadramento geológico da região do grande Porto (muito simplificado de OLIVEIRA
et al., 1992).
varisca e/ou pré-varisca (e.g., SERRANO
PINTO et al., 1987; PEREIRA et al., 1989;
CHAMINÉ et al., 1998; CHAMINÉ,
2000; NORONHA & LETERRIER,
2000), sendo estas, maioritariamente, granitóides de duas micas, de grão médio e
textura granular (fácies granítica do Porto;
segundo ALMEIDA (2001) tem uma
idade de 318 Ma) ou porfiróide (fácies granítica de Ermesinde). Na sistematização
proposta por FERREIRA et al. (1987) o
granitóide do Porto (s.l.) enquadra-se num
granito sin-tectónico relativamente à 3ª
fase da orogenia Varisca, tendo sido individualizados corpos granitóides na região
incluídos quer na categoria de pré-tectónicos a variscos precoces quer na categoria de
pós-tectónicos. O granito do Porto aflora
em grande parte da cidade do Porto, estendendo-se ainda para os concelhos de Vila
Nova de Gaia, Matosinhos e Maia, contactando, a Leste, com uma extensa mancha
de rochas metassedimentares (tradicionalmente incluída no “Complexo XistoGrauváquico”; cf. CARRÍNGTON DA
COSTA & TEIXEIRA, 1957) e, a
Oeste–Sudoeste, com uma série de unidades tectonoestratigráficas de médio a alto
grau metamórfico típicas da ZOM
(CHAMINÉ, 2000; NORONHA &
LETERRIER, 2000; CHAMINÉ et al.,
2003). Uma parte da região está ocupada
por depósitos de cobertura de idade holocénica e/ou plistocénica (depósitos aluvionares, areias de praia e de duna actuais), e
de idade plio-plistocénica (depósitos de
praias antigas e de terraços fluviais) — vide
ARAÚJO (1991, 1997), SOARES DE
CARVALHO (1992). Em termos de fracturação regional, as orientações dominantes são do quadrante NW-SE e, de uma
forma mais discreta, encontram-se também as de direcção média NE-SW, predominando em termos de inclinação as descontinuidades verticais a subverticais. A
análise da alteração permitiu constatar que
o resultado da meteorização das rochas
graníticas da região é frequentemente
patenteada pela arenização e/ou decomposição do maciço (cf. BEGONHA &
BRAGA, 1995; BEGONHA, 2001), que
pode alcançar profundidades de mais de
100 m. Estes produtos de meteorização são
caracterizados por um esqueleto essencialmente constituído por minerais primários
(quartzo, feldspato potássico e micas) e
uma fracção argilosa dominantemente do
tipo caulinite e gibsite. Estes dois minerais revelam uma elevada evolução mineralógica e conferem uma boa drenagem
interna do maciço.
Do ponto de vista geomorfológico, o
sector estudado está enquadrado no MI
(RIBEIRO, 1988; ARAÚJO, 1991),
correspondendo a uma vasta área aplanada
(as cotas não ultrapassam em geral os 100
metros) de posição marginal relativamente
à plataforma litoral (figura 2), que transita para um relevo acentuado de rebordo
interior de plataforma (i.e., o relevo marginal; ARAÚJO, 1991). A organização da
rede de drenagem reflecte a tectónica da
área, especialmente, dos sistemas de fracturação regional (NW-SE a NNW-SSE,
NE-SW a NNE-SSW e W-E; cf. CONDE,
1983; ARAÚJO, 1991; CABRAL, 1995;
PEDROSA, 1998, 1999; CHAMINÉ,
2000), impondo os traços morfoestruturais à região. Assim, estas estruturas
maiores produzem uma compartimentação tectónica que, por sua vez, condicionou a distribuição das linhas de água, e
consoante a litologia e a estrutura formaram-se as redes hidrográficas, em geral,
do tipo rectangular e/ou dendrítico. A
linha de água principal na região em estudo é o rio Leça, desenvolvendo-se sobre
uma plataforma ligeiramente inclinada
para o Oceano Atlântico com uma orientação NE-SW. As ribeiras do Arquinho e
do Leandro são dois dos tributários mais
relevantes, exibindo uma orientação geral
N-S. A parte terminal do rio Douro constitui outro sistema fluvial, orientando-se
localmente segundo W-E.
Figura 2. Hipsometria e rede hidrográfica da região do grande Porto.
CLIMATOLOGIA
Seguindo as instruções da Organização
Meteorológica Mundial (OMM, 1970), a
qual recomenda para áreas litorais séries de
dados climáticos de pelo menos 30 anos,
seleccionaram-se seis estações hidrometeorológicas: Espargo, Paços de Ferreira,
Pedras Rubras, Porto, Santo Tirso e Serra
do Pilar. A série escolhida para os cálculos
relacionados com a precipitação correspondeu ao período 1958 a 1993, enquanto
que a análise climática se refere à série
1958 a 1988, uma vez que os registos de
temperatura só estavam disponíveis para
este período. A densidade média das seis
estações é ca. 1 estação/387km2, sendo este
valor mais elevado que o recomendado
pela OMM para áreas planas em regiões
temperadas, mediterrânicas e tropicais
(SHAW, 1988).
Precipitação e temperatura
As características pluviométricas na
região do Porto estão condicionadas, com
maior incidência, pelas perturbações
atmosféricas de Oeste e pelas situações
depressionárias em conjunto com os fluxos
marítimos, os quais mantêm ainda, nesta
área próxima do oceano, as suas propriedades higrométricas (VELHAS, 1991;
MONTEIRO, 1997). A altitude parece
ser também responsável pela distribuição
da precipitação (MONTEIRO, 1997),
uma vez que a estação que apresenta o
volume pluviométrico mais alto
(1655.5mm) é Paços de Ferreira, a qual se
encontra à cota mais elevada (320m),
enquanto que a precipitação mais baixa
(1165.7mm) foi registada na estação de
Pedras Rubras, localizada à cota de 70m.
Quanto à delimitação temporal da estação
chuvosa, verificou-se que o seu corpo central é constituído pelos meses de Inverno e
fim de Outono, uma vez que são os que
possuem precipitações mais elevadas (em
termos médios) e aqueles que mais frequentemente se apresentam como os
meses mais pluviosos. Relativamente ao
cálculo da precipitação média na região
em estudo, este foi feito recorrendo aos
métodos da média aritmética, polígonos
de Thiessen e isoietas. Para a aplicação
destes métodos, foram utilizadas mais
quatro estações com registos de 14 anos
(1979 a 1993): Boa Nova, Vila Chã,
Ermesinde e Leça da Palmeira. O método
dos polígonos de Thiessen e o das isoietas
conduziram a valores muito aproximados,
1155.1mm e 1151.5mm, respectivamente. Estes valores estão de acordo com VELHAS (1991), que aponta um valor de precipitação média anual da ordem dos
1200mm para o sector da bacia do rio Leça
mais próximo do litoral.
No que diz respeito à temperatura, a
sua análise reportou-se ao período 1958 a
1988, para as estações de Porto, Pedras
Rubras, Serra do Pilar e Paços de Ferreira,
e ao período de 1958 a 1981 para a estação
de Santo Tirso. O mês mais frio em todas
as estações foi Janeiro, sendo o mês de
Dezembro igualmente mais frio na estação
de Santo Tirso; quanto ao mês mais quente, este correspondeu a Julho. O cálculo da
temperatura média anual na área de estudo conduziu a um valor de 14ºC.
A análise climática, resultante do
cômputo entre a precipitação e a temperatura, permitiu concluir que os meses de
Julho e Agosto são aqueles que apresentam as precipitações médias mais baixas e
as temperaturas médias mais elevadas,
pelo que constituem o período seco anual,
já que o dobro da temperatura supera o
volume de precipitação (HERAS, 1976 ).
Adoptando o critério de classificação climática de Köppen (in STRAHLER,
1979), o clima da região em estudo
inclui-se no tipo Csb (cf. MONTEIRO,
1989), o qual corresponde a um clima
mediterrânico, temperado húmido, em
que o mês mais frio tem uma temperatura média compreendida entre -3ºC e 18ºC,
o verão é quente e seco, não se atingindo
temperaturas médias superiores a 22ºC
durante o mês mais quente.
Evapotranspiração
A evapotranspiração real foi estimada
através do método sequencial mensal de
Thornthwaite e Mather, do método de
Coutagne e de Turc (LENCASTRE &
FRANCO, 1992), para as estações de
Porto, Pedras Rubras, Serra do Pilar,
Paços de Ferreira e Santo Tirso. O tratamento dos dados foi processado automaticamente pelo programa CEGEVAP
(ALMEIDA, 1979). Este programa permite calcular a evapotranspiração real
mensal, quer usando o método de
Thornthwaite, quer recorrendo aos de
Turc e Coutagne, necessitando para tal dos
valores de precipitação, temperatura e
ainda da reserva útil. Adoptou-se o valor
de 150mm para a reserva útil, o que vai de
encontro aos valores estabelecidos por
VELHAS (1991), que utilizou os valores
de 120mm e 150mm na bacia hidrográfica do Leça. Já ABRUNHOSA (1988),
num trabalho hidrogeológico sobre a
bacia do Ave, adoptou 130mm; enquanto
que LIMA (1994) estabeleceu o valor de
100mm, e LENCASTRE & FRANCO
(1992), os quais citam os valores de
100mm e 150mm como os mais coerentes
para situações idênticas às da região de
Braga. A aplicação do balanço hídrico
sequencial (LENCASTRE & FRANCO,
1992) às áreas de influência das cinco estações revelou a existência de um período
húmido extenso, que se inicia em
Outubro e se prolonga até meados de
Maio, e um período seco de curta duração
que vai de Junho a Setembro. A evapotranspiração real obtida através do método
de Thornthwaite e Mather conduziu a um
valor médio na região de 612.6 mm/ano.
Recursos hídricos subterrâneos
Como objectivo de estimar os recursos
hídricos subterrâneos, procedeu-se ao cálculo da infiltração eficaz, recorrendo ao
método do balanço de cloretos
(CUSTÓDIO & LLAMAS, 1983). Para
tal, foi levada a cabo, quinzenalmente,
uma recolha simultânea de água da chuva
e subterrânea em cinco estações inseridas
na área de trabalho, durante sete meses. O
teor médio do ião cloreto na água da chuva
da região foi de 6.1 ppm. Este valor está
ligeiramente abaixo dos indicados por
CUSTÓDIO & LLAMAS (1983) para
locais perto da costa (entre 10 e 40 ppm).
Nas águas subterrâneas, o teor médio em
cloretos cifrou-se nos 43.9 ppm. Com base
nestes resultados, obteve-se uma taxa
média de infiltração eficaz de ca. 7%. Este
valor poderá estar sobreavaliado, uma vez
que uma grande parte da região possui
uma percentagem significativa de áreas
impermeabilizadas. Não obstante, esta
taxa está contida no intervalo de valores
médios em formações cristalinas do Norte
de Portugal (CARVALHO et al., 2000).
Os recursos hídricos subterrâneos renováveis foram estimados com base na área
total coberta pelo estudo (190.3km2), no
coeficiente de infiltração eficaz (7%) e na
precipitação média anual (1151.5mm),
tendo-se cifrado estes em 16x106 m3/ano,
o que corresponde a 2.7 l/s/km2.
HIDRODINÂMICA
Produtividades
O estudo da produtividade das captações na região do Porto baseou-se em 62
relatórios hidrogeológicos, correspondentes a captações do tipo furo vertical, com
uma profundidade média, mínima e máxima de 123m, 23m e 205m, respectivamente. A análise cuidada e a triagem de
informação dos relatórios citados permitiram obter valores de caudais avaliados por
‘air-lift’ (36) e por ensaio de caudal (26). A
análise dos dados permitiu retirar as
seguintes conclusões: i) no que toca aos
ensaios ‘air-lift’, os caudais mínimo, máximo e médio foram 0.1l/s, 8.3l/s e 1.8l/s,
respectivamente, enquanto que o caudal
mediano foi de 1.1l/s; ii) relativamente aos
ensaios de caudal, a mediana foi de 1.3l/s,
correspondendo os caudais mínimo, máximo e médio a 0.4l/s, 4.0l/s e 1.7l/s, respectivamente. Foi estabelecida a correlação entre os caudais e a profundidade,
tendo-se concluído que esta era nula.
Parâmetros hidráulicos
A condutividade hidráulica (K) foi avaliada com base em ensaios de permeabilidade tipo ‘Lugeon’ e ‘Lefranc’ e em ensaios
de caudal. Relativamente aos ensaios de
permeabilidade, os resultados obtidos
foram os seguintes: Kmédia é moderada
(1.2x10-1m/d), Kmínima é muito baixa
(8.6x10-5m/d) e Kmáxima é moderada a
elevada (1.15m/d). Com o intuito de
explicar os valores de K encontrados,
correlacionaram-se estes com a fracturação
(i.e., nº fracturas/metro), com a espessura e
o grau de alteração, bem como com a profundidade, correlações estas que resultaram bastante baixas a nulas. Desta forma,
poder-se-á apontar como causa provável
para as condutividades hidráulicas mais
elevadas a presença de algumas descontinuidades mais permeáveis, quer devido à
sua orientação relativamente ao fluxo, quer
em termos da sua abertura e/ou preenchi-
mento. No que diz respeito aos ensaios de
caudal, os valores de K média, mínima e
máxima corresponderam, respectivamente, a uma condutividade moderada
(4.1x10-1m/d), baixa (4x10-3m/d) e moderada a elevada (5.3m/d). Estes valores não
exibiram qualquer correlação com a profundidade e foram idênticos, com excepção
de K mínima, aos relatados para os ensaios
‘Lugeon’ e ‘Lefranc’.
Os parâmetros hidráulicos transmissividade (T) e coeficiente de armazenamento (S) foram estimados a partir de ensaios
de caudal, a maioria destes realizados a
caudal constante e em 50% dos quais foi
possível obter os rebaixamentos quer no
furo de bombagem, quer em furos de
observação. A interpretação dos ensaios,
no que toca aos dados relativos à bombagem, foi efectuada com base nos modelos
de escoamento disponíveis no programa
AQFIS (OLIVEIRA, 1990; ALMEIDA &
OLIVEIRA, 1990) e no modelo de Theis,
através do programa SENTHEIS (ALMEIDA, 1981; ALMEIDA et al., 1992).
Relativamente aos dados de recuperação, a
sua interpretação foi elaborada com base
no método de recuperação de Theis
(KRUSEMAN & RIDDER, 1990), com
recurso à folha de cálculo Microsoft®
Excel. A análise dos resultados conduziu às
seguintes conclusões: i) os valores de T
foram bastante variáveis, oscilando entre 1
e 46m2/dia; ii) os valores mais baixos de T
foram, na generalidade, os obtidos pelo
método de recuperação de Theis, enquanto que os valores mais elevados corresponderam, de uma forma geral, à aplicação
dos modelos do programa AQFIS; iii) os
valores de T obtidos por intermédio dos
furos de observação foram normalmente
superiores aos resultantes dos furos de
bombagem, quando se considerou a aplicação do mesmo método; e iv) os valores
de S foram muito variáveis, situando-se
entre 10-6 e 10-2, não obstante, para o
mesmo furo, os resultados obtidos pelos
modelos do programa AQFIS e pelo
modelo de Theis não denotarem diferenças
relevantes. Esta análise permitiu concluir
que T é subavaliada por intermédio do
método de recuperação de Theis e que o
modelo de Theis pode fornecer uma aproximação razoável na estima de T e S.
Um modelo de funcionamento
hidrodinâmico
A heterogeneidade e anisotropia dos
meios fracturados graníticos, aliadas à
escassez de informação, bem como às limitações inerentes aos ensaios de permeabilidade e de caudal, não permitiram a definição de um modelo muito acurado. Não
obstante, tentou-se esboçar num modelo
embrionário o funcionamento hidrodinâmico neste tipo de meios. Até cerca de 27
metros de profundidade verificou-se a
existência de uma unidade aquífera livre
(Smédio=1.4x10-2) com permeabilidade
baixa a moderada (K=10-2 a 1m/d) e, na
maior parte dos casos, produtividades baixas (Q≤0.4l/s). Este nível aquífero descontínuo, quer horizontal quer verticalmente,
poderá corresponder aos níveis alterados
ou fracturados dos granitos e a sua alimentação deverá ser directa, por infiltração.
Subjacente a este nível, situa-se um outro
até uma profundidade de ca. 48 m, com
permeabilidades muito baixas a baixas
(K=10-5 a 10-2m/d) e produtividades na
maior parte dos casos baixas (Q≤0.8l/s).
Esta unidade aquífera corresponderá ao
granito fracturado menos alterado, o qual
deverá ser alimentado directamente por
infiltração e/ou por drenância da unidade
sobrejacente. Entre as profundidades de 48
e 80 m, a única informação disponível diz
respeito às produtividades, as quais foram
maioritariamente baixas (Q≤0.8l/s). O
nível situado abaixo dos 80 m e que se
estende, aproximadamente, até aos 122 m,
corresponde a um aquífero confinado
(Smédio=2.9x10-4), com permeabilidade
baixa a moderada (K=10-2 a 1m/d) e produtividade média, avaliada através dos
ensaios de caudal, de 1.6l/s. Estes valores
de permeabilidade e produtividade deverão corresponder a um maciço mais ou
menos são, cortado por descontinuidades
abertas. A recarga deste aquífero dever-seá processar por infiltração directa, nos
pontos em que o mesmo é de tipo livre ou
semiconfinado, ou através dos níveis
sobrejacentes. Por fim, subjacente a este
nível situar-se-á o maciço são e compacto,
o qual deverá ter uma permeabilidade praticamente nula.
HIDROGEOQUÍMICA
A caracterização hidrogeoquímica das
águas da região em estudo foi baseada em
35 pontos de amostragem (figura 3), 28
dos quais furos, 4 poços e os restantes 3,
minas. A campanha de amostragem
incluiu três colheitas: Novembro de 1995
(28 pontos), Fevereiro de 1996 (25 pontos)
e Julho de 1996 (27 pontos). Dos 35 pontos, 17 foram analisados nas três colheitas.
No momento das colheitas foram medidos
sistematicamente in situ os seguintes parâmetros: temperatura, pH, condutividade
eléctrica e potencial redox. Os dados
hidrogeológicos de campo, em conjunto
com os determinados analiticamente,
foram tratados automaticamente pelo programa HIDSPEC (CARVALHO &
ALMEIDA, 1989).
A temperatura média das águas foi de
18.2ºC em Novembro, 15.5ºC em
Fevereiro e 19.9ºC em Julho. Ressalva-se o
facto de que na maioria dos pontos de água
a temperatura poderá não corresponder à
real, uma vez que as águas antes de serem
amostradas percorriam trajectos por vezes
mais ou menos longos em condutas/tubagens, nalguns casos a céu aberto. Desta
forma, considerou-se que o valor obtido na
Figura 3. Localização dos 35 pontos de água amostrados, na região do Porto, para a análise hidrogeoquímica (adaptado de AFONSO, 1997).
colheita de Fevereiro seria aquele que mais
se aproximaria da temperatura média real
das águas subterrâneas na região.
Quanto à condutividade eléctrica média,
constatou-se que esta aumentava ligeiramente de Novembro (476μS/cm) para
Fevereiro (489μS/cm) e diminuía para
Julho (427μS/cm), constituindo assim a
época seca o período com mineralização
mais baixa.
Relativamente ao pH, verificou-se que
os valores médios não diferiram muito nas
três amostragens, observando-se um ligeiro decréscimo de Novembro (6.15) para
Julho (6.02). A análise global dos dados
permitiu concluir que cerca de 70% dos
pontos apresentavam valores compreendidos entre 6 e 7, os quais estão contidos na
gama de pH em que se incluem a maioria
das águas subterrâneas (6 a 9).
Relativamente aos quatro catiões principais, Na+, Ca2+, Mg2+ e K+, a sua análise permitiu concluir que o catião com
valores médios mais elevados nas três colheitas era o Na+ (39.9 a 45mg/l), seguido
por ordem decrescente, do Ca2+ (21.4 a
31mg/l), do Mg2+ (10.6 a 11.6mg/l) e do
K+ (4 a 8.4mg/l). No sentido de verificar
a existência de processos comuns que justificassem a proveniência dos diferentes
catiões, estabeleceram-se as matrizes de
correlação entre estes, as quais permitiram
verificar que os coeficientes eram relativamente baixos (r ≤ 0.59), com excepção do
par Na+/ Mg2+ o qual apresentou em
Fevereiro uma correlação mais elevada (r =
0.71). À semelhança dos catiões, foi feita a
análise dos quatro principais aniões,
HCO3-, Cl-, SO42- e NO3-. O anião com
valores médios mais elevados na 1ª e 3ª
colheitas foi o HCO3- (69.6 a 78.6mg/l),
enquanto que na 2ª colheita foi o Cl(62.9mg/l). Estes dois aniões foram seguidos, por ordem decrescente, do SO42(36.0 a 51.1mg/l) e do NO3- (18.5 a
46.0mg/l). As relações esboçadas entre os
quatro aniões foram pouco consistentes,
face às suas baixas correlações (r ≤ 0.35),
destacando-se apenas a correlação entre o
Cl- e o SO42- em Fevereiro (r = 0.61). A
análise das matrizes de correlação entre
catiões e aniões permitiu verificar que o
par Na+/Cl- exibia as correlações mais elevadas nas três colheitas (0.80 < r < 0.91),
que o par Ca2+/HCO3- apresentava uma
boa correlação em Julho (r = 0.83), que a
correlação Mg2+/Cl- foi boa em Fevereiro
(r = 0.80) e que o par K+/NO3- exibia
correlações razoáveis em Novembro (r =
0.67) e Fevereiro (r = 0.62).
O teor em sílica (SiO2), correspondente de uma forma dominante à espécie
H4SiO4, uma vez que o pH médio destas
águas se inclui na gama 6 a 9, conduziu a
valores médios compreendidos entre
18.9mg/l (Novembro) e 28.2mg/l (Julho).
Face aos resultados expostos tentou-se
verificar quais os iões e processos que contribuiriam para a mineralização das águas
no sector estudado. A hidrólise dos silicatos não parece exercer um papel preponderante na mineralização, uma vez que: i) as
correlações condutividade/pH, condutividade/ HCO3- e condutividade/sílica são
baixas; ii) as correlações entre os diversos
catiões são relativamente baixas; e iii) a
correlação entre o HCO3- e os catiões Na+,
K+ e Mg2+ é fraca, no entanto nas amostragens de Novembro e Julho, a correlação
HCO3-/Ca2+ foi, respectivamente, de 0.68
e 0.83, valores que poderão indicar algum
controlo da hidrólise das plagioclases na
mineralização. Constatou-se ainda que,
para a colheita de Julho, os iões que melhor se correlacionavam com a condutividade eram o Na+ (r = 0.81), o Cl- (r = 0.75)
e o Mg2+ (r = 0.73), salientando-se ainda
a correlação, em Fevereiro, entre a condutividade e o SO42- (r = 0.83). De todas as
relações anteriormente apresentadas concluiu-se que a mineralização das águas
parece estar essencialmente controlada
pela concentração por evaporação da água
da chuva, face à excelente correlação entre
os iões sódio e cloreto e à boa correlação
entre a condutividade e estes dois iões. Os
teores por vezes elevados de sulfato, os
quais controlam em parte a mineralização,
podem igualmente ser atribuídos, pelo
menos parcialmente, à concentração a partir da água da chuva. Esta origem comum
dos iões sódio, cloreto e sulfato é suportada pela composição química da água da
chuva no Porto (BEGONHA et al., 1995).
Enquanto que o Cl- e o Na+ são de origem
marinha, o SO42- será muito provavelmente de origem antrópica.
Fácies hidroquímicas
A caracterização das fácies hidroquímicas foi estabelecida através da projecção no
diagrama de Piper. A título de exemplo,
apresenta-se o diagrama de Piper relativo à
colheita de Novembro (figura 4).
Como se referiu, o HCO3- foi o anião
que apresentou valores médios mais elevados na 1ª e 3ª colheitas, enquanto que o Clliderou na 2ª colheita. Contudo, a análise
dos três diagramas permitiu constatar que
a fácies cloretada foi dominante nas três
amostragens, seguida da fácies bicarbonatada. Quanto aos catiões, o Na+ foi o
catião dominante seguido do Ca2+. No
entanto, verificou-se que a fácies sódica
dominou na 1ª e 3ª colheitas, enquanto
que na 2ª predominou a fácies cálcica. Em
Novembro, a maior parte das águas eram
cloretadas sódicas e cálcicas, dominando as
primeiras; em Fevereiro, período no qual a
dispersão das fácies foi menor, as águas
cloretadas sódicas e as águas cloretadas cálcicas estavam equiparadas. Em Julho,
época que apresentou a maior variabilidade de fácies hidroquímicas, a maioria das
águas eram cloretadas sódicas, cálcicas e
magnesianas. Desta forma, concluiu-se
que de Novembro para Fevereiro havia um
nítido deslocamento no sentido do pólo
cloreto e de forma menos evidente no sentido do cálcio, enquanto que de Fevereiro
para Julho se verificou um deslocamento
das fácies hidroquímicas no sentido do
bicarbonato e do sódio.
Índices de saturação
A avaliação do estado de equilíbrio da
água relativamente a um dado contexto
mineralógico pode ser conseguida através
dos índices de saturação (IS) relativos a
diferentes espécies minerais. Os índices de
saturação foram calculados pelo programa
HIDSPEC (CARVALHO & ALMEIDA,
1989), o qual apresenta os índices sob a
forma de logaritmo (LogIS) para diversos
minerais, entre os quais se incluíam quatro
polimorfos de sílica: quartzo, calcedónia,
cristobalite e sílica gel. Todas as águas analisadas se apresentaram subsaturadas relativamente a todos os minerais que figuravam na especiação, com excepção dos polimorfos de sílica. Relativamente ao quartzo
e à cristobalite, a maioria das águas encon-
Figura 4. Diagrama de Piper relativo à colheita de Novembro de 1995.
trava-se sobressaturada nas três colheitas;
quanto à calcedónia, as águas estavam
sobressaturadas em Fevereiro e Julho,
encontrando-se em equilíbrio em
Novembro. Em relação à sílica gel, as
águas apresentaram-se subsaturadas nas
três colheitas. Os valores médios dos quatro polimorfos sofreram um aumento de
Novembro para Julho, no entanto, considerando apenas os dezasseis pontos analisados nas três colheitas, verificou-se que
existe na maioria destes uma tendência
para os valores aumentarem de Novembro
para Fevereiro e diminuírem de Fevereiro
para Julho. Estes resultados pouco consistentes não permitiram delinear com clareza um aumento da saturação no decurso do
ano hidrológico.
CONTAMINAÇÃO E VULNERABILIDADE DAS ÁGUAS SUBTERRÂNEAS
À POLUIÇÃO
Sendo a região em estudo uma importante área urbana e fortemente industrializada, esta encontra-se sujeita a fortes pressões antrópicas. A tipologia das substâncias contaminantes está dependente das
fontes consideradas, as quais são numerosas e variadas neste tipo de ambiente urbano. As fontes que provocam maior impacto na qualidade das águas subterrâneas da
região são: i) as fossas e reservatórios sépticos, as quais ocorrem em zonas onde o
saneamento básico é insuficiente ou simplesmente inexistente, situações que não
são raras na área de estudo; ii) os cemité-
rios, que deverão ter representatividade na
área de estudo, uma vez que só na cidade
do Porto existem onze; iii) reservatórios de
armazenamento à superfície e subterrâneos, como é o caso dos reservatórios de produtos derivados de hidrocarbonetos petrolíferos, cujo impacto é muito grande na
região em estudo, face ao número extraordinariamente elevado de estações de serviço existentes, bem como à presença da
refinaria da Petrogal, localizada no quadrante Oeste da área estudada; iv) o escoamento urbano; v) os poluentes atmosféricos; vi) as lixeiras e entulheiras e vii) as
actividades agrícolas.
Qualidade da água para consumo
humano e para uso agrícola
A avaliação da qualidade da água para
consumo humano foi feita com base numa
adaptação de um diagrama elaborado pelo
Departamento de Geologia da Faculdade
de Ciências de Lisboa (cf. AFONSO,
1997), no qual se projectaram os dados
relativos à colheita de Julho. Este diagrama
permitiu classificar as águas em três categorias: inaceitáveis, toleráveis (admissíveis)
e recomendáveis. Constatou-se que a maioria das águas se situavam no campo das
toleráveis relativamente à temperatura, ao
sódio, ao cloreto e ao sulfato e que em relação à dureza, ao cálcio, ao magnésio, ao
potássio e ao nitrato, a maior parte das
águas eram recomendáveis. Chama-se a
atenção para o facto de os teores médios de
potássio e nitrato serem mais baixos na
época seca, pelo que se se atentasse às águas
da colheita de Novembro, 46% seriam
consideradas inaceitáveis, enquanto que na
colheita de Fevereiro estas representariam
36%. Estas conclusões seriam idênticas se
se analisassem os parâmetros referidos à luz
dos Decretos-Lei nº 236/98, de 1 de
Agosto e nº 243/2001, de 5 de Setembro.
Quanto à aptidão das águas para uso
agrícola, recorreu-se ao diagrama de
Riverside, da classificação do ‘U. S.
Salinity Laboratory Staff’ (cf. CUSTÓDIO
& LLAMAS, 1983). A análise do diagrama, aplicado à colheita de Julho, permitiu
constatar que a maioria das águas se posicionava no sector C2S1, o que significa
que as águas oferecem um baixo perigo de
alcalinização e um perigo médio a baixo de
salinização do solo.
Vulnerabilidade à poluição
A análise da vulnerabilidade das águas
subterrâneas à poluição na região em estudo foi elaborada com base no índice
DRASTIC (ALLER et al., 1987 in VRBA
& ZAPOROZEC, 1994), o qual resulta da
ponderação de sete indicadores hidrogeológicos (FERREIRA & OLIVEIRA,
1993): profundidade da zona não-saturada
do solo (Depth to the water table), recarga
profunda de aquíferos (net Recharge),
material do aquífero (Aquifer material),
tipo de solo (Soil type), topografia
(Topography), impacto da zona não-saturada (Impact of the unsatured zone) e condutividade
hidráulica
(hydraulic
Conductivity). O objectivo final deste processo é o mapeamento da vulnerabilidade,
no entanto este não foi efectuado para a
região em estudo, uma vez que os dados
correspondentes a cada um dos parâmetros
não estão sectorizados, correspondendo
somente a informações gerais de toda a
zona. Relativamente ao parâmetro D, atri-
buíram-se os índices 7 e 9. Quanto ao
parâmetro R, correspondeu o índice 3. Em
relação ao parâmetro A, foram aplicados os
índices 2-5 e 3-5. No que toca ao parâmetro S, adoptou-se o índice 6. No que diz
respeito ao parâmetro T, o índice atribuído foi o 9. Quanto ao parâmetro I, seleccionaram-se os índices 2-8 e 6-9. Por fim,
para o parâmetro C, o índice correspondente foi 1. Os valores mínimo e máximo
do índice de vulnerabilidade DRASTIC
foram 87 e 141, respectivamente, os quais
correspondem a uma vulnerabilidade
baixa a média.
CONSIDERAÇÕES FINAIS
A região do Porto apresenta, do ponto
de vista quantitativo, potencialidades animadoras em termos de recursos hídricos
subterrâneos. A existência destes recursos
depende das características climatológicas,
geomorfológicas e geológicas da região,
comummente inserida no limite do
Maciço Cristalino Antigo e da Orla
Ocidental (e.g., CARVALHO, 1996;
PEDROSA, 1999; CARVALHO et al.,
2000). Apesar de a taxa média de infiltração ser baixa, a precipitação média anual é
significativa e encontra-se bem distribuída
sendo as condições geomorfológicas favoráveis. No entanto, a elevada heterogeneidade e anisotropia destas formações, resultantes das características geológicas e
estruturais, é basilar na investigação destas
formações cristalinas. Assim, é de vital
importância a identificação, à escala local,
de estruturas planares, como contactos
geológicos, filões e falhas (e.g., CARVALHO, 1984; PEREIRA, 1992; CHAMINÉ
et al., 1999; CARVALHO & CHAMINÉ,
2000). Em termos hidroquímicos, as
águas da região do Porto apresentam uma
mineralização significativa, a qual é essencialmente controlada pela concentração
por evaporação da água da chuva, havendo
um contributo da hidrólise dos silicatos e
adição artificial de alguns sais, devido a
actividades antrópicas. Relativamente à
caracterização das águas, a maioria destas
situa-se na fácies cloretada sódica e cloretada cálcica. Quanto à qualidade da água
para consumo humano, o estudo revelou
que estas são em geral admissíveis, apesar
de conterem por vezes teores elevados de
nitrato. No que toca à sua utilização para
fins agrícolas, estas águas oferecem um
baixo perigo de alcalinização e um perigo
médio a baixo de salinização do solo. Em
termos de vulnerabilidade à poluição, a
região enquadra-se numa classe de vulnerabilidade baixa a média (índice DRASTIC).
Face ao exposto e no seguimento do
trabalho realizado, apresentam-se de
seguida algumas recomendações para estudos vindouros, que poderão contribuir
para um conhecimento mais profundo destes domínios hidrogeológicos. A avaliação
da infiltração deverá contemplar outras
metodologias, como as curvas de escoamento de nascentes e a decomposição de
hidrogramas de escoamento em linhas de
água. O estudo hidrodinâmico deverá
incluir a elaboração de mapas de isopiezas,
a definição da conexão hidráulica entre as
unidades de cobertura sedimentar e as unidades cristalinas e ainda, a interacção entre
águas superficiais e subterrâneas.
Relativamente à caracterização hidrogeoquímica, dever-se-á construir uma malha
apertada de pontos, nomeadamente nos
locais onde a mineralização é mais elevada,
alargar os parâmetros físico-químicos analisados, designadamente os metais pesados
e incluir parâmetros microbiológicos. O
recurso aos isótopos de H, O e C possibilitará a definição de zonas de recarga, o estabelecimento da idade aparente das águas e
a caracterização da dinâmica dos sistemas
de fluxo. Quanto à contaminação e à vulnerabilidade das águas à poluição, deverse-á avaliar a sensibilidade das águas a
impactos humanos e/ou naturais, recorrendo a ferramentas como, por exemplo, a
modelação hidrogeológica e hidrogeoquímica isotópica, e ainda estudar a problemática da intrusão marinha.
Do exposto ressalta claramente o interesse e a necessidade de aprofundar a
investigação hidrogeológica (AFONSO,
2003), a várias escalas, na região do grande Porto, quer ao nível da integração
actualizada numa base georeferenciada dos
vários aspectos geotectónicos, geomorfológicos e hidrogeológicos regionais quer ao
nível do refinamento da hidrogeoquímica
e da hidrodinâmica, perspectivando o estabelecimento de um modelo conceptual dos
recursos hídricos para a região. Esta abordagem poderá contribuir para uma melhor
gestão sustentável dos recursos hidrícos ao
nível do planeamento estratégico ambiental numa área tão densamente urbanizada.
AGRADECIMENTOS
Esta publicação sintetiza um estudo
hidrogeológico desenvolvido na região granítica do Porto, e inclui as principais conclusões da dissertação de mestrado, apresentada pela autora à Faculdade de Ciências
da Universidade de Lisboa (FCUL). Ao
Departamento de Geologia da FCUL e ao
Instituto Superior de Engenharia do Porto
(ISEP), todas as facilidades e apoios para a
concretização deste estudo. Ao Dr. José
Teixeira pelo apoio na execução das ilustrações. São devidos agradecimentos ao Prof.
Helder I. Chaminé (ISEP, Porto) pelo
incentivo e pela revisão cuidada do texto
original. Ao Prof. J. Martins Carvalho
(Universidade de Évora) e ao Prof. J.
Manuel Marques (Universidade Técnica de
Lisboa, IST) pela revisões críticas minuciosas do manuscrito.
Recibido: 7-VII-03
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ISSN: 0213-4497
Série Negra black quartzites - Tomar
Cordoba Shear Zone, E Portugal:
mineralogy and cathodoluminescence
studies
Estudios mineralógicos y de
catodoluminiscencia en las cuarcitas negras de
la Serie Negra-Zona de Cizalla de Tomar
Cordoba, E de Portugal
DE OLIVEIRA, D. P. S.1; REED, R. M.2; MILLIKEN, K. L.3; ROBB, L. J.4;
INVERNO, C. M. C.5 & D’OREY(*), F. L. C.6
Abstract
The Proterozoic black quartzites associated with important gold mineralisation prospects that crop out within the Tomar Cordoba Shear Zone in the northern Alentejo province have been previously referred to and interpreted to be metacherts, (meta)lydites,
phthanites and quartzites. However, the range of terms used thus far implies a specific
protolith and environment of deposition, i.e. a chemical vs. a clastic depositional environment.
Mineralogically these rocks contain a variety of minerals, namely quartz, biotite ± chlorite, pyrite, chromite, ilmenite, chalcopyrite, pyrite with inclusions of magnetite, rutile,
Fe-oxides, marcasite and arsenopyrite. In addition, amorphous carbon is an important
constituent of these rocks.
These black quartzites also contain substantial quantities of fine inclusions of possibly
at least V-bearing titanite and V-bearing epidote-allanite, occurring with Fe-Ti-Cr-V oxides in the quartz. These inclusions are locally evenly distributed in the quartz grains
indicating that these grains were recrystallised during their metamorphic evolution.
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 193-211
The use of CL shows evidence of different generations of quartz, i.e. quartz cores different from the rims that could represent detrital sand grains. CL has also shown that these
rocks exhibit a tectonothermal history when the CL properties of the different quartz
generations are observed.
There is probable indication that these rocks had a sandstone protolith (i.e. a clastic precursor) and hence should rather be termed quartzites or metasandstones.
Key words: Tomar Cordoba Shear Zone, Série Negra, black quartzites, mineralogy, CL,
Proterozoic, quartzites/metasandstones
(1) Instituto Geológico e Mineiro, Apartado 7586, 2721-866 Alfragide (Lisbon), Portugal
(2) Bureau of Economic Geology, John A. and Katherine G. Jackson School of Geosciences, The University
of Texas, Austin, TX 78713, United States of America
(3) Department of Geological Sciences, John A. and Katherine G. Jackson School of Geosciences, The
University of Texas, 1 University Station, Austin, TX 78712-0254, United States of America
(4) Economic Geology Research Institute-Hugh Allsopp Laboratory (EGRI-HAL), University of the
Witwatersrand, Private Bag 3, WITS 2050, Rep. of South Africa
(6) Universidade Nova de Lisboa, Faculdade de Ciências e Tecnologia, Depto. Ciências da Terra, Quinta da
Torre, 2825-114 Caparica, Portugal (* Deceased)
1. INTRODUCTION
Within the Tomar Cordoba Shear Zone
(TCSZ), NE Ossa Morena Zone (figure 1)
several lens-shaped, dark or black, silicified units crop out (figure 2), which are
typical of the Série Negra metasedimentary succession. Over the last three decades, these units have been variously referred to as metacherts, (meta)lydites,
phthanites (siliceous shales) and quartzites
in the literature (e.g. GONÇALVES,
1971; GONÇALVES & FERNANDES,
1973; GONÇALVES et al., 1971, 1972a,
1972b, 1978; ABALOS & EGUÍLUZ,
1989; GONÇALVES & CAVALHOSA,
Série Negra black quartzites 195
1994; PEREIRA, 1995, 1999; PEREIRA
& SILVA, 2000; BANDRES et al., 2002,
amongst others). This range of terminology and interpretation has been brought
about by the ambiguous appearance of
these black silicified units in the field,
which in some cases is very fine grained
although in others is coarser grained.
However, the chosen nomenclature
implies the difference between chemical
and clastic sedimentation processes and,
ultimately, whether these have been
correctly applied to the rocks in question.
Due to the persistence of the terms
metachert, (meta)lydite, phthanite and quartzite in the literature, the purpose of this
Figure 1. The location of the TCSZ in relation to the other major structures and the tectonostratigraphic domains. (Adapted after SILVA, 1997).
Figure 2. Simplified geological map of the study area showing the aerial extent of the Série Negra rocks (Morenos and Mosteiros Formations)
and other Preterozoic rocks (Campo Maior and Urra Formations) with the sample locations plotted (adapted after GONÇALVES et al., 1971,
1972a, 1972b; PERDIGÃO et al., 1977).
196 de Oliveira et al.
paper is to provide a first approach to the
correct lithological nomenclature of these
units by combining several field and
petrographic observations with support
from mineralogical data and preliminary
cathodoluminescence (CL) studies.
2. GEOLOGICAL AND STRUCTURAL SETTING OF THE TCSZ
The study area is located in the northern Alentejo province (figure 1 inset) in
the Crato-Alter do Chão-Arronches area
(figure 2). The Série Negra (Black Series) is
a package consisting of metasedimentary
(meta-arenites and metapelites), basic
igneous (amphibolites and banded amphibolites) and felsic volcanic (metarhyolites)
rocks (e.g. OLIVEIRA et al., 1991; de
OLIVEIRA, 2001). The Série Negra
occurs juxtaposed on both the north and
south limbs of a large structure. This
structure contains, from north to south,
low-grade metamorphic rocks (greenschist
facies) to intermediate-grade metamorphic rocks (amphibolite facies) separated
by a central corridor of high-grade metamorphic rocks (the Blastomylonitic Belt),
all collectively known as the TCSZ. The
Blastomylonitic Belt separates rocks of
lower metamorphic grade (greenschist
facies) in the north of the TCSZ from
rocks of higher metamorphic grade
(amphibolite facies) in the south of the
TCSZ.
The TCSZ is a geologically complex
and diverse zone showing intense deformation and metamorphism contemporaneous with a large sinistral displacement,
which may be due to a large intracontinental sinistral fault active during the
Variscan Orogeny (BERTHÉ et al., 1979)
with displacements of 100 km (BURG et
al., 1981) to 300 km (ABALOS &
EGUÍLUZ, 1992). Recent studies
(PEREIRA & SILVA, 2001) have shown
the Tomar Cordoba Shear Zone to be a
major Eohercynian-Hercynian sinistral
transcurrent fault overprinting a
Cadomian arc localised at a convergent
margin of Gondwana.
The Portuguese sector of the TCSZ
comprises a series of fault-separated, polymetamorphic structural-tectonic subdomains (PEREIRA, 1995; 1999) where the
Neoproterozoic Série Negra rocks crop
out. The maximum age for the final stages
of sedimentation have been documented
ca. 565 Ma (SCHÄFFER et al., 1993).
Stratigraphically the Série Negra is made
up of the (lower) Morenos and (upper)
Mosteiros Formations (OLIVEIRA et al.,
1991). The Morenos Formation is made
up of micaceous schists that are locally
garnet-bearing, limestones and calc-silicate rocks, meta-arkoses, meta-arenites
(quartzites) and micaceous and siliceous
schists, amphibolites and metapyroclastic
rocks (OLIVEIRA et al., 1991). The
Mosteiros Formation consists of black
schists/slates, greywackes, black cherts
(quartzites?), limestones and amphibolites
(OLIVEIRA et al., 1991). North of the
Blastomylonitic Belt and unconformably
overlying the Mosteiros Formation occurs
the Urra Formation made up of a lower
porphyry unit and an upper pelite/greywacke unit (OLIVEIRA et al., 1991). At
the TCSZ borders, a (Lower) Cambrian
sequence of platform sediments is preserved, which unconformably overlies the
Neoproterozoic Série Negra metasedi-
ments and consists of micaceous schists,
amphibolites, metamorphosed carbonate
rocks and pelitic schists (OLIVEIRA et al.,
1991; PEREIRA, 1995).
The TCSZ is intruded by several preHercynian, syn-Hercynian and late- to
post-Hercynian rocks (e.g. the Nisa granite batholith) as well as peralkaline rocks
(see figure 2).
3. BLACK QUARTZITES WITHIN
THE TCSZ
3.1. Setting
The black quartzites crop out in relatively short, ribbon-like (lens-shaped) outcrops which trend NW-SE, parallel to the
regional foliation. The quartzites are closely associated with prominent gold prospects (de OLIVEIRA, 2001). Outcrops are
generally narrow and short (2-3 m wide
and 5-10 m long, respectively) but can be
several hundreds of metres long and up to
60-80 m high above the surrounding
Alentejo plain. Within the study area only
one outcrop of such magnitude is known
between the villages of Assumar and Urra,
site of sample DP93 in figure 2.
Generally, outcrops are aligned with each
other defining one or several “belts” or
levels (see figure 2).
Grain size varies from outcrop to outcrop but invariably most are very fine-grained (frequent) to medium-grained (rare),
highly siliceous and resistant to weathering and breakage. These rocks appear
homogeneous in some outcrops although
in others there is a marked inhomogeneity
that defines centimetre-scale layering that
may represent relict bedding.
3.2. Mineralogy
The mineralogy of these black quartzites was investigated in two ways. The first
was through optical microscopy using
both transmitted and reflected light.
The second was a study of the constituent heavy minerals, involving the
collection of two bulk samples, DP27 and
DP93, each representing a homogenised
sample across the face of each respective
outcrop. The reason for choosing these
particular samples is that DP27 is slightly
coarser-grained than DP93 and shows centimetre-scale layering, which may be
relict bedding. Folding is not seen on outcrop scale even though the outcrop is
approximately 5.5 m x 1.0 m. Sample
DP93 is finer-grained and shows tight folding (Hercynian D2). Also, these samples
are located in different metamorphic
domains. Sample DP93 is located north of
the Blastomylonitic Belt (figure 2), in
low-grade (greenschist facies) metamorphic rocks whereas sample DP27 is located south of the Blastomylonitic Belt
(figure 2) amongst higher-grade (amphibolite facies) metamorphic rocks.
The samples were individually milled
to 1 mm in an adjustable jaw crusher and
sieved to extract the < 45 mesh (0.355
mm) fraction. This fraction was panned to
preconcentrate it, washed in alcohol and
then dried. The dried samples were further concentrated using a heavy liquid
{bromoform [CHBr3; density (ρ) =
2.88)]} to remove the “lighter minerals”
with ρ < 2.88. Samples were split into
non-magnetic, super magnetic and magnetic fractions. Table 1 exemplifies and
quantifies the phases of sample prepara-
tion. The individual minerals were then
identified using a binocular microscope
and quantified in relative terms of their
total contribution to sample composition.
3.3. Petrographic results
Petrographically these black quartzites
are primarily made up of quartz (± biotite
± chlorite). In thin section, quartz grain
sizes vary from 6 to 63 µm in a fine-grained
sample and from 30 to 600 µm in a coarsegrained sample. In the coarser-grained samples accessory biotite (± chlorite) is found
interstially to quartz and at times aligned
parallel to the regional foliation (NW-SE)
of these rocks. However, sample RL823,
taken from a tabular black quartzite outcrop SE of Travesso (figure 2), in addition
to containing the above mentioned minerals, also contains small (6 mm) zircons and
plagioclase (de OLIVEIRA, 2001).
The most common opaque phase seen
interstially to quartz is amorphous carbon
(figures 3A and B). Within the quartz,
there are very fine mineral phases, which
create a blue-grey shadow (figure 4) at low
magnification (5x/10x) in plane polarised
light and which disappears at higher magnifications. These are heavy mineral concentrations (discussed below). The heavy
mineral concentrations are observed in
very thin wafers, up to 200 µm thick, as
darker streaks across the samples.
In addition, rare, discrete sub-rounded
grains of magnetite (at times with nuclei
of spinel; figure 3A), chromite and ilmenite have been observed. These are larger
than the accompanying quartz grains and
their roundness implies abrasion.
Other accessory opaque minerals include euhedral pyrite with traces of chalcopyrite, euhedral pyrite with magnetite inclusions (magmatic origin?), rutile, Fe-oxi-
Table 1. Quantification of the steps in the concentration of the heavy minerals for bulk samples
DP27 and DP93.
Figure 3. Photomicrographs of black quartzite sample DP27 located in São Martinho East showing,
A- Amorphous carbon and a grain of magnetite with a nucleus of spinel (Reflected light; 40x; parallel polars, FOV = 0.3 mm). B- Amorphous carbon (opaque) and partially chloritised biotite grain
(Transmitted light; 20x; parallel polars, FOV = 0.45 mm).
Figure 4. Reflected light photomicrograph of sample DP84 (black quartzite) showing remnant bedding defined by Fe-oxides (A) as well as the grey(-blue) shadows of submicroscopic V-bearing
and/or radioactive mineral inclusions in quartz (B). (FOV = 0.52 mm).
des, marcasite (after pyrrhotite) and euhedral arsenopyrite crystals. No gold grains
were observed in these units unlike nearby
metapelitic rocks of the Série Negra,
which sporadically show sulphide and
gold mineralisation.
3.4. Heavy mineral concentrates
Heavy mineral concentrates were
obtained by crushing and processing cleaned samples. The heavy mineral concentrates yielded, through heavy mineral
separation, three separate fractions; nonmagnetic (NM), super magnetic (SMG)
and magnetic (MG). The Fe-oxides in the
MG fraction are weakly magnetic to the
extent that they will adhere to a magnet if
brought into direct contact with the magnet. The magnetite in the SMG fraction is
strongly magnetic.
Susceptibility values of 0.01x10-3 SI,
1.60x10-3 and SI 0.01x10-3 SI (sample
DP27) and 0.0, 2.24x10-3 and 0.03x10-3
SI (sample DP93) were obtained for the
individual NM, SMG and MG fractions
respectively.
The results of the heavy mineral separation in samples DP27 (higher metamorphic grade) and DP93 (lower metamorphic grade) are summarised in table
2. A common heavy mineral mixture
observed in both samples in the SMG
fraction is quartz with black inclusions
(heavy minerals).
Table 2. Results of the heavy mineral separation carried out on black quartzite samples DP27 and
93. NM- non-magnetic, SMG- super magnetic, MG- magnetic. (Adapted after SALGUEIRO &
PATEIRO, 2000).
3.5. Carbon content
The petrographic study of some samples of the black quartzites revealed that
the samples contain considerable quantities of amorphous carbon. The carbon content of these quartzites was analysed at
Actlabs using an Eltra CS-800 automated
carbon sulphur analyser. Carbon content
was determined by combusting, at
1370ºC in a oxygen atmosphere, a weighed sample with Fe-chips and a tungsten
accelerator. Moisture and dust are removed and a solid infrared detector measures
the CO2 gas. Carbonate (content) can be
determined after first determining total C
content. A weighed sample is placed in a
ceramic crucible and 25% HCl is added
dropwise until the reaction is no longer
observed to drive off the CO2. The sample
is then dried on a hot plate at low temperatures until dry. Samples are subsequently analysed in the same fashion as for
total carbon. The carbonate concentration
is the difference between the total carbon
and the reacted carbon, calculated as CO2
(written com., ERIC HOFFMAN, 1999).
The carbon content of the black quartzites of the Série Negra varies from 0.09%
to 1.27%, with the highest value being
recorded in sample DP27 (table 3). An
increase in the carbon content does not
positively correlate with a darker coloured
rock. Actually, two samples of pale quartzites from the Série Negra in the study
area yielded analytical results of 0.05 and
0.32% C (de OLIVEIRA, 2001).
Raman analysis of carbonaceous material is useful in determining the type of
carbon present in the sample. Of the three
types of “carbon materials”, diamond,
amorphous carbon and graphite, diamond
shows a strong peak at 1330 Rcm-1, graphite a strong wide peak at 1585 Rcm-1
while amorphous carbon will show a low
Table 3. Carbon content (not as carbonate) of a few of the Série Negra black quartzite samples
collected within the study area. Detection limits for C are 0.01%. (Adapted after de OLIVEIRA,
2001).
broad peak around 1350 Rcm-1
(MURPHY et al., 1998; figure 5 inset).
A Jobin-Yvon T6400 spectrometer
with an Olympus BX40 microscope
attachment and a liquid-N2 cooled CCD
detector with an Ar ion laser (with
500mW power at the source) of 514.532
nm as excitation radiation, was used in
single spectrograph mode to analyse the
carbonaceous material in sample DP27.
Several bands showed up due to the
presence of quartz and resin in the samples. The following bands, namely 219,
403, 589, 606, 665, 950, 1345, 1585,
2044 and 2153 are not characteristic of
quartz or resin. In the 1345 Rcm-1 region,
a low broad peak is evident indicating the
strong probability of the presence of
amorphous carbon (figure 5). In the 1585
Rcm-1 region a short, low peak is seen
(figure 5) which is not characteristic of the
peak for graphite (figure 5 inset). The
spectrum in the 403 and 500-600 Rcm-1
regions is characteristic of the anatase
polymorph of TiO2. Since the primary
objective of this exercise was to identify
the carbon species, the other bands were
not interpreted at the time (NIEUWOUDT, 2000).
4. PRELIMINARY CATHODOLUMINESCENCE (CL) STUDIES
CL imaging is a highly effective technique for discriminating detrital quartz from
authigenic quartz in quartz-cemented
sandstones (e.g., SIPPLE, 1968; HOGG et
al., 1992; HOUSEKNECHT, 1991;
RAMSEYER & MULLIS, 2000; MILLIKEN & LAUBACH, 2000) and can detect
quartz of different origins or reveal proces-
ses of crystal growth, recrystallisation,
alteration or diagenesis by variable CL
colours (GÖTZE et al., 2001). Contrast in
CL between bright detrital quartz and
more weakly emitting quartz cement survives to at least 200 °C in deep sedimentary basins, although at some still-poorly
defined level of heating, homogenisation
of quartz CL occurs (e.g., SPRUNT et al.,
1976; RAMSEYER et al., 1988). However,
preliminary work by some of the authors
suggests that the differentiation between
quartz grain and cement survives longer
(to higher temperatures) in the blue-wavelength CL emissions.
Images used for this study were acquired using an Oxford Instruments
MonoCL2 system attached to a Philips
XL30 SEM operating at 15 kV using a
large spot size. The detectors and processing used for these images record CL emissions in the range of 185 to 850 nm (ultraviolet through visible into near infrared)
and convert them to grey-scale intensity
values. Acquisition of colour images using
scanned CL requires filters and superposition of multiple images. Scanned CL imaging was applied to several samples in this
study (DP1, DP27, DP51, DP61, DP64,
DP84 and DP93) in an effort to obtain
evidence on the nature of the samples
prior to metamorphism.
Two samples (DP1, DP27) showed
evidence of CL textures that can be interpreted to represent relict quartz grains
with quartz overgrowth cements. Figures
6A and B show that a sandstone precursor to these quartzites is plausible given
the CL image obtained. It is clear that
the quartzites are composed of equant
regions of lighter coloured CL that are
Figure 5. Raman spectrum obtained for the carbon inclusions in Série Negra black quartzite sample DP27. The low, broad peak at 1345 Rcm(shaded) is characteristic of amorphous carbon reflecting its presence in these rock types. Inset shows examples of spectra for the various carbon types (after MURPHY et al., 1998, figure 5).
1
the right size and shape to represent former detrital sand grains. The fuzziness of
the CL at the boundaries of these different areas most likely represents the
effects of incipient homogenisation that
could have gone to completion had the
rocks been heated further.
Many of the samples manifest relatively uniform CL except for bright luminescent halos around a first generation of
mineral inclusions (figures 6C and D).
Development of such cathodoluminescent
halos in quartz by radiation damage is a
well-known phenomenon (e.g. OWEN,
1988; RINK & ODOM, 1989; MEUNIER et al., 1990). The identification of
the mineral inclusion is hampered by their
very small size. However, a few of the
halos in samples DP27 and DP84 were
cut through the centres allowing the
acquisition of EDS spectra of the mineral
inclusions. Figure 7 shows the EDS spectrum for the halo-producing mineral
inclusions in sample DP27. The principal
elements detected are Ti, Si and Ca, with
additional amounts of Al, V, Cr and Fe.
The obtained spectra indicate that there is
more than one mineral that is producing
the CL halos shown in figures 6C and D.
These are possibly at least V-bearing titanite and V-bearing epidote-allanite, occurring with Fe-Ti-Cr-V oxides.
The use of CL has also yielded some
results concerning the tectonic and fluid
flow history in these rocks. figures 6C and
D also show microfractures in the rocks
that are post metamorphic although the
tectonic history of these rocks is not the
focus of this work. The quartz in these
fractures is clearly prominently zoned
rather than yielding a fuzzy CL image.
Hence, we can be certain that these are
from a later, more brittle stage of deformation after peak metamorphism. Therefore,
these fractures are evidence of late fluid
flow that has overprinted the bulk chemistry of these rocks. The fractures also
clearly cut across the radiation halos (figure 6C) and yet the fracture-filling quartz
has been there long enough to show faint
halos itself, hence giving some idea as to
the timing of the fractures and precipitation of the fracture-filling quartz.
Figures 6E and F show a fracture filled
with Fe-oxide with some V-bearing minerals. This second generation of V-bearing
minerals clearly post dates the quartz precipitation in this fracture, which places it
in another period of cooler brittle deformation that post dates peak metamorphism. This yields further evidence that
the lower temperature portion of the history of these rocks was accompanied by
significant chemical modification.
5. DISCUSSION
Mineralogically these rocks are composed of quartz, biotite ± chlorite, local
feldspar, and magnetite, chromite and
ilmenite. Accessory minerals include pyrite, chalcopyrite, rutile (anatase), marcasite
and arsenopyrite. Amorphous carbon is
also an important component of these
rocks.
These black quartzites also contain
substantial quantities of interstitial Fe-oxides, magnetite and pyrite as well as very
fine inclusions of V-bearing minerals
and/or radioactive minerals in the quartz.
These inclusions are locally evenly distributed in the quartz grains indicating that
Figure 6. A- Panchromatic scanned CL image of sample DP1 showing support for the existence of
a quartz cemented protolith. There are equant regions of light grey CL (dotted) that are about the
right size and shape to represent former sand grains. The 'fuzziness' of the CL at the boundaries of
these different areas most likely represents the effects of the incipient homogenisation that would
have gone to completion if the rocks were heated further. One clear quartz grain boundary is
shown in dashed lines (Note: the light grey regions referred to in A are in fact blue while the
surrounding regions are purplish to pink); B- Panchromatic scanned CL image of sample DP27
further supporting for the existence of a quartz cemented protolith.
these grains were recrystallised during
their metamorphic evolution. Magnetite
occurs both as discrete large grains and also
as very finely disseminated small grains.
Together with the other finely disseminated Fe-oxides and the V-bearing mineral
and/or radioactive mineral inclusions,
magnetite is responsible for the black shadow(s) observed at low magnifications in
thin section. The high concentrations of
the heavy minerals are believed to be responsible for the black colour of these
quartzites. By contrast, the pale quartzites
of the Série Negra also exhibit rare, small
(< 5 μm) pyrite and arsenopyrite grains.
And besides, they do not contain significant quantities of Fe-oxide minerals.
Geochemical characterisation undertaken on these rocks shows that they are the
result of the weathering of a wide range of
rocks, i.e., granitic, basaltic or andesitic
source rocks in a passive margin to arctype environment (de OLIVEIRA, 2001).
This is corroborated by a probable
(Cadomian) arc-type environment proposed by BANDRES et al. (2002). This
variation in possible source rock is not
surprising, perhaps, given what the petrography is telling us about the degree to
which these samples have progressed
along the metamorphic path. However,
what is most interesting is that the petro-
graphic data shows that these rocks are
inhomogeneous, which means that the
metamorphic processes have not entirely
wiped out the evidence that related them
to their initial characteristics.
CL textures, in the less deformed areas
of the samples, from at least two samples
are consistent with relict quartz grain
overgrowth patterns being present (figures 6A and B). The CL images also show a
cooler brittle deformation event with precipitation of new fracture-filling quartz
and in some cases preceded by the precipitation of probable either radioactive or
non-radioactive V-bearing minerals.
6. CONCLUSIONS
The characteristic dark colour of the
black quartzites may be derived from the
copious quantities of finely disseminated
heavy mineral concentrations within the
quartz grains.
Both sandstones and cherts could be
possible protoliths for these rocks prior to
metamorphic-induced recrystallisation.
Field identification of these rocks can
induce in error due to their general cherty
appearance. These rocks are extremely
hard and fine- to medium-grained.
However, several lines of evidence point to
their having a more likely detrital rather
From figure 6 (previus page)
C- Cathodoluminescence image of the bright luminescent halos around the inclusions of either
radioactive or non-radioactive V-bearing minerals in sample DP84; D- Panchromatic scanned CL
image of prominently zoned quartz-filled microfractures in sample DP84 that clearly post date the
metamorphism; E/F- CL image and scanning electron image of post metamorphic fractures in sample DP1 respectively that are filled with Fe-oxides with vanadium. Here the precipitation of the
Fe-oxide clearly post dates the fracture indicating a complex chemical history during the low temperature phase of formation of these fractures.
Figure 7. EDS spectrum obtained for the bright, luminescent, halo producing, disseminated minerals present as inclusions within the quartz of the black quartzites (sample DP27).
than chemical origin. These are 1) the
absence, in these rocks, of the very thin
layering or laminations commonly found
in true cherts (though existent would probably be obliterated by metamorphic
recrystallisation), 2) the presence of centimetre-scale layering that probably represents relict bedding, 3) the presence of
subrounded (detrital) opaque minerals,
magnetite, chromite and ilmenite (the latter also present as a metamorphic mineral), 4) the presence of abrasion resistant,
heavy minerals such as zircon and tourmaline, 5) the local presence of feldspar
which would indicate a more arkosic precursor and 6) CL textures from at least two
samples studied being consistent with
relict quartz grain overgrowth patterns.
The locally uniform distribution of
either radioactive or non-radioactive Vbearing minerals is further evidence that
these rocks have experienced pervasive
chemical and textural reorganization.
Based on the results obtained and given a
more probable sandstone or arenite protolith for these rocks, the terms chert, metachert, (meta)lyddite and phthanite should be
abandoned and the term quartzite or metasandstone adopted to describe these rocks of
the Série Negra in the area.
Furthermore, the use of CL imaging has
demonstrated that more information can be
gained from these rocks regarding the
timing of metamorphism in relation to the
formation of brittle deformation structures.
ACKNOWLEDGEMENTS
J.L. Pinto (sample acquisition/preparation), J.A.E. Fernandes (sample preparation), R. Pateiro and M. Martins (sample
preparation and laboratory work) are thanked for their assistance. We thank Mrs. M.
Nieuwoudt (Dept. of physics, Wits
University) for Raman spectroscopic
work, R. Salgueiro and J.L. Lencastre of
the IGM, Dr. Andrew Morton of The
University of Aberdeen and Dr. Barry
Roser of Shimane University for useful
suggestions and discussion. The authors
would also like to thank Prof. H.
Bahlburg and Dr. H. von Eynatten for
comments on an earlier version of this
manuscript.
Recibido: 15-V-03
Aceptado: 21-V-03
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Amphibolite vs. banded amphibolite: a case
study in the São Martinho-Arronches area,
Tomar Cordoba Shear Zone, NE Ossa
Morena Zone, Portugal
Anfibolita versus anfibolita bandeada: el caso de
São Martinho-zona de Arronches, Zona de
Cizalla de Tomar Cordoba, Zona NE de Ossa
Morena, Portugal
DE OLIVEIRA, D. P. S.1; WIECHOWSKI, A.2; ROBB, L. J.3 & INVERNO, C. M. C.4
Abstract
Amphibolites and banded amphibolites form an integral part of the Série Negra
rocks that outcrop within the Tomar Cordoba Shear Zone that forms the boundary
between the Ossa Morena Zone and the Central Iberian Zone. The terms amphibolite and “amphibole schist” (here changed to banded amphibolite) have been regularly
used by exploration geologists when referring to the amphibolitic-type lithologies,
with or without a marked schistosity, that outcrop in the Ossa Morena Zone, e.g. in
the vicinity of the São Martinho gold prospect. In this study the term amphibolite is
used for homogeneous, massive-texture rocks at the mesoscopic scale whereas banded amphibolite refers to rocks that exhibit a distinct banding at the outcrop scale.
Microscopically both rock types show a schistosity, which is better defined in the
banded amphibolites. These rock types have a rather similar mineralogy.
Geochemically, in terms of their major element composition, there is little difference between them. However, each exhibits a distinct mineral chemistry: the amphiboles in the amphibolites are actinolite-magnesiohornblende while those in the banded amphibolites are mostly magnesiohornblende and minor tschermakite.
Likewise, the feldspars in the amphibolites plot in the oligoclase-andesine and labradorite-bytownite fields while those in the banded amphibolites are largely constrained to the labradorite fields with a few outliers in the andesine and bytownite fields.
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 213-229
Tentative geochemical signatures for protolith nature and tectonic setting indicate a probable basic protolith for both amphibolites and banded amphibolites although the textures preserved in the banded amphibolites may also indicate a sedimentary-tuffaceous
origin.
Key words: Amphibolite, banded amphibolite, Série Negra, Tomar Cordoba Shear Zone,
NE Ossa Morena Zone.
(1) Economic Geology Research Institute-Hugh Allsopp Laboratory (EGRI-HAL), University of the
Witwatersrand, Private Bag 3, WITS 2050, Rep. South Africa. Present address: Instituto Geológico e
Mineiro, Apartado 7586, 2721-866 Alfragide (Lisbon), Portugal
(2) Department of Mineralogy and Ore Deposit Research, RWTH Aachen, Wüllnerstr. 2, D-52062 Aachen,
Germany
(3) Economic Geology Research Institute-Hugh Allsopp Laboratory (EGRI-HAL). University of the
Witwatersrand, Private Bag 3, WITS 2050, Rep. South Africa
1. Introduction
The terms amphibolite versus “amphibole
schist” (here modified to banded amphibolite) have been regularly used by gold
exploration companies operating in the
Iberian Ossa Morena Zone (e.g. Rio Tinto
Zinc, Portuglobal-Explorações Mineiras,
Lda., Auspex Minerals Ltd.) when referring to the amphibolitic-type lithologies
that outcrop in the gold prospect areas, as
is the case of São Martinho, east of Alter
do Chão. These amphibolitic-type lithologies (s.l.) are locally hosts to (significant)
gold mineralisation on their own or at the
transition between them and quartz biotite schists of the Série Negra (de OLIVEIRA, 2001).
In São Martinho, amphibolites and
banded amphibolites at times outcropping adjacent to each other, form part of
the Série Negra rocks that outcrop within
the Tomar Cordoba Shear Zone (TCSZ) in
the NE Ossa Morena Zone. The amphibolites and banded amphibolites outcrop
south of the Blastomylonitic Belt where
the Série Negra rocks have reached amphibolite facies metamorphism as opposed to
those outcropping north of the
Blastomylonitic Belt that have only reached greenschist facies metamorphic
grade. In light of the potential economic
importance of these rocks and the distinction between the terms amphibolite and
banded amphibolite (“amphibole schist”)
that have crept into company reports on
the area and other metallogenic studies,
this paper, that does not intend to be a
paper on fine metamorphic petrology, examines and records differences in texture,
bulk geochemistry and mineral chemistry
Amphibolite vs. banded amphibolite 215
between amphibolites and banded amphibolites and makes tentative observations
regarding the protolith nature of these
rocks from samples collected from outcrop
and trenches in the area (figure 1) to investigate whether the differences observed at
the mesoscopic scale are also evident at the
microscopic scale, in view of the economic
gold potential of these rocks in the area.
2. GEOLOGICAL AND STRUCTURAL SETTING
The study area is located within a polygon that has at its extreme limits the
towns of Alter do Chão and Arronches in
the W and SE respectively (figures 1 and
2). The Série Negra (Black Series) is a package consisting of metasedimentary (metaarenites and metapelites), basic igneous
(amphibolites and banded amphibolites)
and felsic volcanic (metarhyolites) rocks
(e.g. OLIVEIRA et al., 1991; de OLIVEIRA, 2001). The Série Negra occurs juxtaposed on both the north and south limbs of
an asymmetric flower structure that contains, from north to south, low-grade
metamorphic rocks (greenschist facies) to
intermediate-grade metamorphic rocks
(amphibolite facies) separated by a central
corridor of high-grade metamorphic rocks
(the Blastomylonitic Belt; figure 2) christened initially as the TCSZ. The TCSZ
is, however, conventionally understood
today to be the zone located immediately
southwards of the Central Iberian Zone
up to and including the Barreiros tectonised granitoids (e.g. OLIVEIRA et al.,
1991; figure 2).
The TCSZ is a geologically complex
and diverse zone of intense deformation
Figure 1. Polygon of the São Martinho-Arronches area with sample locations.
and metamorphism contemporaneous
with a large sinistral displacement, which
may be due to a large intracontinental
sinistral fault active during the Variscan
Orogeny (BERTHÉ et al., 1979) with
sinistral displacements of 100 (BURG et
al., 1981) to 300 km (ABALOS &
EGUÍLUZ, 1992). This displacement
caused mylonitisation and retrograde
metamorphism (under greenschist to
amphibolite facies) to all previous structures and mineral assemblages (QUESADA
& MUNHÁ, 1990). PEREIRA & SILVA
(2001) considered the Tomar Cordoba
Shear Zone a major Eohercynian-Hercynian
sinistral transcurrent fault overprinting a
Cadomian arc localised at a convergent
margin of Gondwana.
The Portuguese sector of the TCSZ
comprises a series of polymetamorphic
structural-tectonic subdomains defined by
PEREIRA in 1995 and 1999. These subdomains are, from north to south, UrraMosteiros-Ouguela Subdomain, DegoladosCampo Maior Subdomain, Arronches-
Morenos-Caia Subdomain, Assumar
Subdomain and the Alter do Chão-Elvas
Subdomain. Each of these subdomains is a
thrust fault-bounded package of rocks and
the thrust faults and vergence are arranged
in a flower structure more or less centered
in the Blastomylonitic Belt (figure 1).
The Blastomylonitic Belt (approximately the core of this flower structure) is
made up primarily of Palaeoproterozoic
age [2237 and 1700 Ma, by de OLIVEIRA et al., (2002) and ORDOÑES-CASADO (1998), respectively] migmatitic
gneisses of the Campo Maior Formation.
Within the TCSZ outcrops the
Neoproterozoic Série Negra rocks (maximum age for the final stages of sedimentation, ca. 565 Ma; SCHÄFFER et al.,
1993); the name derived as a result of the
overwhelming majority of dark-coloured
rocks that make up this series. The Série
Negra outcrops scarcely both north and
south of the Blastomylonitic Belt.
Stratigraphically the Série Negra is made
Figure 2. Excerpt from the 1:500000 geological map of Portugal showing the simplified geology of
the NE Ossa Morena and SE Central Iberian Zones (adapted after OLIVEIRA et al., 1992). The shaded area corresponds to the location of the study area that is located south of the Blastomylonitic
Belt in amphibolite facies-grade metamorphic rocks (adapted after de OLIVEIRA, 2001).
up of the (lower) Morenos and (upper)
Mosteiros Formations (OLIVEIRA, et al.,
1991). The Morenos Formation is made
up of micaceous schists that are locally
garnet-bearing, limestones and calc-silicate assemblages, meta-arkoses, meta-arenites (quartzites) and micaceous and siliceous schists, amphibolites and pyroclastic
rocks (OLIVEIRA et al., 1991). The
Mosteiros Formation consists of black
schists/slates, greywackes, black cherts
(quartzites?), limestones and amphibolites
(OLIVEIRA et al., 1991). North of the
Blastomylonitic Belt and unconformably
overlying the Mosteiros Formation occurs
the Urra Formation made up of a lower
porphyry unit and an upper pelite/greywacke unit (OLIVEIRA et al., 1991)
usually of a pale green colour (de Oliveira,
1998). At the TCSZ borders, a (Lower)
Cambrian sequence of platform sediments
is preserved, which unconformably overlies the Neoproterozoic Série Negra metasedimentary rocks (see figure 1) and consists of micaceous schists, amphibolites,
metamorphosed carbonate rocks and pelitic schists (OLIVEIRA et al., 1991;
PEREIRA, 1995).
The amphibolites of the Série Negra
in the vicinity of São Martinho are
mostly hidden below a Palaeogenic clastsupported elluvium deposit that covers
most of the area. Hence, in this area studies have mostly to resort to borehole
samples. However, on the edges of this
deposit further to the SSW of trig. beacon São Martinho (figure 1; location of
sample DP91), small (< 2m-wide) outcrops of amphibolite occur. The best
exposure of amphibolites and banded
amphibolites is in the railway cutting
ESE of trig. beacon Travesso (figure 1;
locations of samples DP42 and 43). Here
the amphibolitic rock outcrops are dominantly massive (with local banding) in
character with a dark colour and locally
with ferruginous staining when slightly
weathered. They outcrop adjacent to
quartz-biotite schists, and black quartzites of the Série Negra and are intruded by
aplitic veins, rhyolites and several apotheses of the Barreiros tectonised granitoid (figure 2.10 in de OLIVEIRA,
2001). Further to the E, near Assumar,
the distinct banding of the banded
amphibolites is more evident although
outcrops are limited to small occurrences
in road cuttings or stream beds.
Two phases of Variscan deformation are
identified in this sector (GONÇALVES et
al., 1972a, b). The first phase of deformation (D1) develops folds with WSW verging axial planar schistosity (S1) with a
tendency of the axial planes becoming
more horizontal as one moves southwestwards. The second phase of deformation
(D2) generated folds with subvertical axial
planes or strongly dipping to the NE and
striking NW-SE. D2 deformation generates refolding of the D1 structures and
develops crenulation cleavage (S2)
[PEREIRA, 1995].
The TCSZ is intruded by several preHercynian [e.g. the Late Cambrian
(weighted mean 207Pb/206Pb age of 508 ±
8.1 Ma) Barreiros tectonised granitoids,
de OLIVEIRA et al., 2002; the (ultra)basic
to felsic intrsusions of Alter do ChãoCabeço de Vide,Campo Maior and Elvas),
syn-Hercynian (e.g. the as yet to be dated
elongated granitoid bodies E of Alter do
Chão; figure 1) and late- to post-
Hercynian rocks (e.g. the Nisa and Santa
Eulália granite batholiths).
3. PREAMBLE
In order to follow our approach, a brief
review of field and microscopic features of the
amphibolitic rocks follows. Amphibolites
are rather massive metamorphic rocks
composed chiefly of hornblende and plagioclase (with An ≥ 17) and are diagnostic
of the amphibolite facies of metamorphism. They are amongst the most common rocks formed by regional metamorphism of moderate-to- high-grade
(WILLIAMS et al., 1982). Amphibolite
facies metamorphism applies over a temperature range of approximately 500-650
ºC and pressures of 3-10 kb (figure 2.1 in
SHELLEY, 1995).
Amphibolite protoliths are commonly
basalt, dolerite and gabbro. Banded
amphibolites can be formed from a variety
of rocks mostly from (ultra)basic to intermediate igneous rocks but also from
impure calcareous and dolomitic sedimentary rocks (HYNDMAN, 1985).
In thin section amphibolites show a
preferred orientation of the hornblende
prisms (WILLIAMS et al., 1982) defining
a schistosity, a lineation or both (SPRY,
1969; SHELLEY, 1995), better defined in
the banded amphibolites, where it is also
well expressed mesoscopically. Banding in
the banded amphibolites may be produced
by segregation of constituents during
recrystallisation or, alternatively, may be
inherited from bedding or layering in
sedimentary or igneous rocks, respectively
(BATES & JACKSON, 1987).
4. DEFINITION
STUDY AREA
WITHIN
THE
Within the study area the distinction
is made between amphibolite and banded
amphibolite. This distinction stems from
the more pervasive and penetrative schistosity (parallel to the schistosity in enclosing quartz-biotite schists) of the banded
amphibolites vs. the more massive, homogeneous character of the amphibolites at
the outcrop scale. The banded amphibolites show better-defined segregation of
quartz and plagioclase crystals into discrete bands. Figure 3 exemplifies these features. However, these two lithologies often
grade into each other and no sharp contacts between banded amphibolites and
amphibolites are seen. Banded amphibolites extend for up to tens of metres within
either amphibolites or quartz biotite
schists. Though both banded amphibolites and amphibolites host gold mineralisation, it is more common in the former.
5. MINERALOGY AND TEXTURES
The mineralogy of the amphibolites is
generally similar in samples collected
from outcrops and from trenches and
boreholes. The only real difference between samples is the amount of alteration
these have suffered as a result of the
various prograde and retrograde metamorphic events.
In both the amphibolites and banded
amphibolites the grain size is extremely
heterogeneous and can range from 10 µm
to 250 µm in diameter. This value takes
into account not only the amphibole size
but also that of quartz, plagioclase and
epidote (when present).
Figure 3. Photomicrographs highlighting the textural differences between banded amphibolite (A)
and amphibolite (B). The former has a strongly developed schistosity with clear separation between alternating quartz/feldspar-rich bands (light) and amphibole-rich bands (dark) while the latter
has a distinctly massive character. (Adapted after de OLIVEIRA, 2001).
Mineralogically the banded amphibolites are made up of amphibole, plagioclase
plus minor quartz with titanite and apatite with very few opaques set in a nematoblastic texture. No biotite was observed in
the thin sections but discrete bands of biotite from intervening schists have been
observed in borehole core. Microchemical
analyses of the hornblendes and feldspars
(average analyses shown in appendix 1 and
appendix 2 respectively) allow these minerals to be classified, respectively, as predominantly magnesiohornblende (with a
weak shift towards the actinolite and
tschermakite fields) (figure 4A) and predominantly labradorite with a reduced num-
ber of samples also falling in the andesine
and bytownite fields (figure 4B).
The amphibolites are more massive
and consist of strongly coloured amphibole with mostly untwinned xenoblastic plagioclase, epidote plus minor quartz, titanite, magnetite, ilmenite and rare rutile.
Garnet is common in higher-grade amphibolites (SHELLEY, 1995), but these have
only been found in one sample near
Assumar in a hornblende-garnet schist
(sample DP69, figure 1; de OLIVEIRA,
2001,) gneiss similar to an amphibolite in
mineralogy but interpreted as a retrogressed eclogite by PEREIRA (1999).
Microprobe analyses of the amphiboles
and feldspars in the studied amphibolites
allow these minerals to be classified as
actinolite-magnesiohornblende, while
the feldspars range from oligoclase to
bytownite clustering into a oligoclaseandesine group and a different labradorite-bytownite group (figures 4A and B),
both amphibole ands plagioclase diagrams being distinct from the banded
amphibolites case.
From this purely mineralogical point
of view it would seem that both amphibolites and banded amphibolites in this area
could be derived from basic protoliths.
However, other alternative protoliths for
the latter would also have to be suggested,
since the presence in the banded amphibolites of discrete biotite bands may indicate a possible tuffaceous protolith
(WILLIAMS et al., 1982) and in other
cases, thin, variable bands rich in quartz,
(carbonates) and biotite suggest a sedimentary origin (SHELLEY, 1995).
6. GEOCHEMISTRY
6.1. Methodology
The samples were analysed by X-ray
Fluoresecence (XRF) at the Dept. of
Geology, University of the Witwatersrand
in Johannesburg using a Philips PW 1400
with a rhodium X-ray tube at 50kV and
50mA. Strict quality control for major
elements was done using the method laid
out by NORRISH & HUTTON (1969)
while quality control for the trace elements was carried out using the method
laid out by FEATHER & WILLIS (1976).
Absolute percentage errors and the standard deviation are set out in table 1.
6.2. Protolith signatures through
geochemistry
Since the contacts between the amphibolites and banded amphibolites are gradational, the geochemical analyses refer
mostly to amphibolites and only in three
cases where clear meso- and microscopic
textural relationships were observed, banded amphibolites were analysed. All samples were free of analysis-contaminating
features, e.g. quartz veins.
Geochemically these rocks range from
intermediate to basic in terms of their
SiO2 content (table 1). Several plots,
shown in figure 5, highlight some of the
relationships obtained for these rocks in
terms of their possible protoliths and tectonic setting.
Using volcanic rock nomenclature
diagrams, all samples plot in the basic
fields of the diagrams shown by figures
5A and B. The diagram in figure 5A
shows a spread of the amphibolite samples from the alkaline basalt to subalkaline basalt fields while the samples of the
banded amphibolites plot on the border
between the andesite/basalt and subalkaline basalt fields. The diagram in figure
5B mirrors the spread of amphibolite
samples across the basalt and basalt-andesite fields whereas the banded amphibolites all plot within the basalt field. This
approach corroborates, in a way, the previous considerations about a dominant
basic protolith for these rocks.
In order to evaluate the possible magma
type the amphibolites may have been derived from, the set of samples has been plotted on the FeO(t)-(Na2O+K2O)-MgO
(AFM) diagram (figure 5C). The spread of
Figure 4. A- Mineral classification diagram for the calcic amphiboles in amphibolite vs. banded
amphibolite. Although both sets of amphiboles plot on the same field of the LEAKE et al. (1997)
diagram, the amphiboles in the banded amphibolite, mostly classified as magnesiohornblende,
while the amphiboles in the amphibolites cluster loosely across the actinolite and magnesiohornblende fields. B- Classification diagram for the feldspars in the amphibolites and banded amphibolites. The distribution of the types of feldspars that occur in the two lithologies is different. All
diagrams plotted from data whose averages are shown in appendices 1 and 2.
the amphibolite samples across both the
tholeiitic and calc-alkaline fields of the diagram is observed. The banded amphibolite
samples group tightly within the tholeiitic
field (figure 5C). The diagram in figure 5D
shows a plot of the samples with respect to
their possible tectonic setting, tentatively
suggesting a within-plate versus a more
MORB tectonic setting for amphibolites
and banded amphibolites, respectively.
However, the large scatter and lack of discrete grouping in any of the designated
fields makes this diagram hard to interpret
and is not conclusive.
Table 1. Major and selected minor element geochemistry used for generating figures 5A, B, C and
D. Fe2O3 was converted to FeO(t) and all major element values recalculated to 100% for the purposes of plotting the AFM diagram. Major element values expressed in wt% and minor element
values in ppm. Absolute errors for analytical methods are shown: average of 5 calibrations for
major elements and 3 calibrations for trace elements.
Figure 5. Geochemical relationships (after de OLIVEIRA, 2001) obtained for banded amphibolites
and amphibolites. Figures A and B deal with the nomenclature of the various rocks (A - after WINCHESTER & FLOYD, 1977; B - after COX et al., 1979). The discrimination of tholeiitic from calcalkaline series is shown in the AFM diagram (C - after KUNO, 1968). The Zr/Zr-Y diagram for discriminating between within-plate, MORB and arc basalts is shown in D (after PEARCE AND
NORRY, 1979).
7. DISCUSSION
Amphibolite and banded amphibolite
constitute a suite of rocks that are clearly
distinguishable in the field on a mesoscopic
scale. However, the above mentioned
approaches and results, as well as the analytical data show that these rocks have a high
degree of variability that is dependant on
the mineralogy of each individual sample.
Geochemical data are inconclusive
with respect to establishing a tectonic setting perhaps due to an insufficient number of samples collected. The observed
geochemistry and mineralogy indicate a
probable basic protolith for both amphibolites and banded amphibolites, but the
protolith could be more variable for the
latter since they may also exist textures
akin those found in rocks of sedimentary-
tuffaceous origin as exemplified by the
presence, in the banded amphibolites, of
both discrete biotite layers and also the
abundance of distinct amphibole-rich
layers juxtaposed by plagioclase and
quartz layers. Therefore, perhaps, this
suite of rocks should be generically treated
as amphibolite (s.l.) from a geochemical
point of view but from a textural and
mineralogical point of view these amphibolite and banded amphibolite should be
treated as individual entities as they have
been and continue to be by exploration
geologists working in the area and in all
the Ossa Morena Zone.
author and supervised by the second and
fourth authors. We would like to acknowledge the contribution of Prof. F. M.
Meyer of the Institut für Mineralogie und
Lagerstättenlehre (Aachen, Germany) in
supplying microprobe facilities and R.
Solá of the IGM who helped with the diagrams. The senior author benefited from
a Praxis XXI PhD bursary (BD/15877/98)
awarded by the Fundação para a Ciência e
a Tecnologia. Messrs. A. Gouveia and A.
Verde are thanked for polished thin section preparation. Mr. J. L. Pinto is thanked for help with sample collection and
field work.
ACKNOWLEDGEMENTS
This work represents a small part of a
much larger Ph.D. undertaken at the
University of the Witwatersrand
(Republic of South Africa) by the senior
Recibido: 07-XI-02
Aceptado: 20-I-03
Appendix 1. Average microanalytical data for amphiboles. Structural formula calculated on an
anhydrous basis to cations per 23O after RICHARD & CLARKE (1990); Fe2+ and Fe3+ calculated
after ROBINSON et al. (1981). [Probe: JEOL JXA.8900R; 25 nA beam current; 15 kV accelerating
voltage; 1 µm beam diameter; 10 and 5s counting times (peak and background respectively)].
Appendix 2. Average microanalytical data for feldspar. (Probe data as per appendix 1).
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Caracterización de cavidades de bloques
graníticos y cuevas estructurales de VigoTui, (Galicia, España). Análisis morfoestructural del sistema de O Folón
Description of a boulder cave system and
structural caves from Vigo-Tui (Galicia, Spain).
Morpho-structural analysis of O Folon site
VAQUEIRO RODRÍGUEZ, M.1
ABSTRACT
This paper studies the boulder fragment caves or erosion boulder caves and the structural caves located in a two mica granitic outcrop. This granitical outcrop is extended
along the N-S axis, from As Laguelas (council of Cangas) to the river Miño bounded at
the West by the Siluric-Precambiram complex of Monteferro - O Rosal, and at the East
by the metamorphyc paragneises outcrop Vigo- Serra do Galiñeiro. Most of the studied
caves are located between Vigo and Tui.
The paper describe the endo and exo-karstic morpho-structural characteristics from
eigth boulder caves located in the area. The caves or systems studied are: O Folón
(Fragoselo, Coruxo), A Porteliña (Freixo, Valadares), A Chousa (Freixo, Valadares), A
Cunchosa (As Laguelas, Aldán), A Casa do Demo (O Castelo, Vincios), O Ficho (Estocas,
Vincios), A Raís (Arruidos, Vincios) and Os Santos (Freixo, Valadares).
O Folón system is the more representative one structural cave. The paper examines this
system relating geological structure, exo and endo-karstic forms and landscape, and
poly-cyclical river incision.
Coruña. 2003. Vol. 28, pp. 231-262
Granite weathering microforms (gnammas, over-sloped and flared sloped walls, tafone
weathered in honeycomb mode), amorphous organic fulvic complex speleothemes,
amorphous silica speleothemes, allophane concretions and other endokarstic forms are
examined.
Key words: Pseudokarst, no-karst, structural systems, granitic caves, genesis, policiclic
evolution, morphologic characterization, organic speleothems, amorphous silica speleothems, occupation site Neolithic-Calcolithic-Bronze Age.
(1) Manuel de Castro, 8 -3ºD – 36210 Vigo (Pontevedra)- Spain ([email protected]). Clube Espeleolóxico
Maúxo. Travesía de Vigo, 195 - 7º C. 36207 VIGO (Pontevedra)- Spain (http://www.mauxo.com)
Caracterización de las cavidades de bloques graníticos 233
1. INTRODUCCION
Este trabajo estudia cavidades y sistemas
graníticos de bloques fragmentados y erosionados (Boulder Fragment Caves o Erosion
Boulder Caves (en.); Blocktruemmerhoehlen,
Erosionsueberdeckubgshoehlen (gr.)) y en los
sistemas graníticos estructurales (Structural
Caves (en.); Tektonik gebundenehoehlen (gr.))
emplazados en un afloramiento de granito
de dos micas (rocas ígneas, serie de granitos alcalinos) que se extiende en el eje N-S
desde As Laguelas en el ayuntamiento de
Cangas, hasta el río Miño, limitando al
oeste con el complejo Silúrico-Precámbrico
de Monteferro-O Rosal y hacia el este con el
afloramiento metamórfico de paraneises con
plagioclasa de Vigo - Serra do Galiñeiro. La
mayor parte de las cavidades estudiadas en
este afloramiento, se han localizado entre
Vigo y Tui. La localización de la zona de
estudio se indica en la (lámina 1).
Este afloramiento se encuentra afectado
por dos esquemas de fracturación posthercínicos diferenciados (IGME, 1981a; 1981b):
a. Un esquema de fracturación (Fn) originado por fallas normales (normal fault,
gravity fault, normal slip fault (en.)) con
direcciones N30ºE y N30ºW y que se
corresponden a una etapa de distensión
mesozoica. Este esquema de fracturación
afecta principalmente a la zona media y
norte del afloramiento granítico.
b. Un esquema de fracturación (Fd)
originado por desgarres de direcciones
coincidentes con la de los desgarres tardihercínicos originados en una etapa de distensión N-S. En la zona media e norte predominan las fallas de direcciones N60ºE,
Nº170ºE y sus conjugadas (simétricas en
relación con la dirección de distensión),
mientras que en la mitad sur el esquema
de fracturación se adapta a las direcciones
N60ºE e N140ºE.
Los sistemas estudiados en este área
son: O Folón (Coruxo, Vigo), A Porteliña
(Valadares, Vigo), A Chousa (Valadares,
Vigo), A Cunchosa (Aldán, Cangas), A
Casa do Demo (Vincios, Gondomar),
Cobreiras (Vincios, Gondomar), A Raís
(Vincios, Gondomar) e Os Santos
(Valadares, Vigo).
Se han analizado los rasgos morfoestructurales endo y exokársticos en ocho
sistemas de cavidades de bloques fragmentados y cuevas estructurales que se localizaron en el afloramiento Vigo-Tui y en
particular en el sistema de O Folón con
una estructura mucho más compleja y desarrollada. Este análisis ha permitido determinar un conjunto de rasgos comunes que
caracterizan a los sistemas de bloques y
que se entiende constituyen la base para
interpretar su génesis y evolución. Los rasgos morfológicos y estructurales que se
han evaluado en estos sistemas son:
a. Las direcciones principales de fractura, sus buzamientos y las alineaciones de
bloques. Los planos de pseudo-estratificación y foliación de la roca.
b. Las direcciones de apertura de
fisuras debidas al asentamiento de bloques sin remoción asociada y las direcciones predominantes en otras galerías
de pared continua.
c. Los encajamientos fluviales y sus direcciones predominantes. Las formas y huellas
de erosión fluviales: marmitas, canales.
d. Los derrumbes y colapsos de bloques, los frentes y direcciones de las coladas formadas en el derrumbe. Se incluyen
las depresiones tipo dolina, así como las
Lámina 1. Localización Area de Estudio. Sistema granítico de O Folón. Fragoselo-Coruxo.
234 Vaqueiro Rodríguez, M.
estructuras originadas por erosión de
materiales blandos (pipping and gully erosion
(en.); Tunnelerosion (gr.))
e. Los frentes y formas de alteración:
Pías (gnamma-hole (en.)), formas llama y
frentes extraplomados (over-sloped and flared sloped walls (en.)) y cacheiras (cacholas)
(Tafone weathering in Honeycomb Mode (en.)).
Formas de alteración degradadas, entre las
que se incluyen formas seta (mushroom
rocks, stone trees (en.); Pilzfelsen (gr.)), etc .
f. Las mineralizaciones, los fenómenos
de concrecionamento (espeleotemas) y su
relación con los aportes de agua primarios
y secundarios.
Los resultados obtenidos se han visto
reforzados por las observaciones realizadas
en otras cuevas de bloques como Cabo de
Lobo (Chandebrito, Nigrán), Pozo do
Demo (Cabreiroa, Verín) y también en
algunas cuevas laterales (Gorge Lateral
Caves (en.); Kingenrandhoehlen (gr.)) asociadas a fracturas (fallas en cizalla) transversales al curso fluvial como Eiroa II (A Laxe,
Fornelos de Montes).
2. TERMINOLOGIA Y CRITERIO
2.1. Marco de referencia
En el presente documento se utilizan
términos y símbolos que hacen referencia a
morfologías típicamente endo y exo-kársticas. La utilización de términos propios
de la morfología kárstica se realizará
siguiendo el criterio de convergencia de
formas (ERASO & PULINA, 1994), de
forma que el término utilizado para designar la forma reconocible en el no-karst
(Nichtkarsthöhlen (gr.)) o pseudo karst se
ajustará al de su forma similar en el karst.
La semejanza de formas sin embargo no
implica un mismo proceso genético.
En las mediciones, representación y
simbología se ha aplicado el criterio de
FEE (MARTINEZ I RIUS, 1992), con las
consideraciones establecidas en (CEM,
2002). La simbología se ha completado
con la documentación que figura en la
base informativa de la UIS (UIS Cave
Symbol: The definitive List). La lámina 2
incluye un resumen de la simbología topográfica utilizada.
La sucesión de cursos fluviales colgados que conforman el curso de A Rega, se
han designado mediante Li. Dónde i=0
es el nivel más antiguo. Cualquiera de
los encajamientos se designará como
Li/L(i+1) siendo Li su nivel de techo y
L(i+1) su nivel de base.
En 1996 el CEM inició un proceso
de normalización de los resultados obtenidos en su proyecto de investigación de
las cavidades no-kársticas. Esta normalización nace como necesidad de homogenizar los criterios y terminología con
la que estaba siendo utilizada por otros
investigadores y colaboradores del
Comité de Pseudokarst de la UIS
(Commission for Pseudokarst at the UIS).
La terminología y criterios pueden
consultarse en los documentos (CEM,
1999; FILED, 2002; STRIEBEL, 1995;
TWIDALE, 1989; VIDAL ROMANÍ,
1989). En la tabla 1 se incluye copia del
documento Resumen del Criterio de
Clasificación de Cavidades Naturales del
No-karst y Pseudo-karst Clasificadas
Genéticamente.
Lámina 2. Simbología utilizada en la topografía espeleológica. Resumen de los símbolos utilizados
para la descripción de los rasgos morfo-estructurales más representativos.
Tabla 1. Resumen del Criterio de Clasificación de Cavidades Naturales del No-karst y Pseudo-karst
Clasificadas Genéticamente.
2.2. Definiciones
Perfíles de encajamiento similares
Se entiende que dos perfiles de encajamiento son similares cuando presentan
la misma transversal (sección media
equivalente) y la misma profundidad de
incisión vertical).
Profundidad de incisión
Se entiende por profundidad de incisión en el canal del encajamiento Ln/Ln+1,
la diferencia de cotas entre el techo Ln y la
base del canal Ln+1.
Espelotemas y mineralizaciones orgánicas
Estos fenómenos de concrecionamiento
son procesos ligado al ciclo de pérdida y
aportación de materia orgánica (compuestos carbonatados) al suelo. Cada etapa de
este ciclo depende de factores externos que
en mayor o menor grado van a repercutir
en el tipo de concrecionamiento. La velocidad de aportes depende de la ventilación
de la cavidad, temperatura, tipo de vegetación y de la alternancia y duración de los
ciclos de humectación desecación de los
depósitos. La principal pérdida de materia
orgánica del suelo se realiza por transformación en anhídrido carbónico (CO2)
tanto por difusión directa en la atmósfera
como por lavado en forma de ácido carbónico o bicarbonato.
En los suelos ácidos y en función de la
acidez, la materia húmica del suelo se fracciona, formando un compuesto orgánico
soluble que, por acción de las lluvias, es
lavado desde la capa superficial. Este compuesto, caracterizado, frente a otras frac-
ciones de la materia húmica, por su solubilidad tanto en álcali como en ácido, es el
que da origen al fenómeno de concrecionamiento orgánico.
El ácido fúlvico no es un compuesto
químico puro. Su composición es variable
y depende de algunas condiciones de fraccionamiento de la materia húmica, entre
ellas el pH. Una de las propiedades de las
fracciones del humus (en general ácidos
húmicos) es su capacidad para retener
cationes metálicos bivalentes como el cinc,
calcio, manganeso, hierro ferroso, cobalto,
níquel y cobre y trivalentes como el hierro
férrico y aluminio, formando complejos
orgánicos con estabilidad similar a la de
un quelato. La coloración de las formaciones dependerá tanto de la pureza del precipitado como de la proporción existente
entre los diversos cationes metálicos.
El análisis cualitativo de muestras de
espelotemas del tipo denominado Coral
Roxo en este trabajo, indican la ausencia de
carbonatos, nitratos y fosfatos (determinación negativa de aniones). Se han identificado cationes Fe+2/Fe+3 (alto) y Al+3 (bajo).
El agregado orgánico presente en las
formaciones es amorfo y de fractura terrosa. Los concrecionamientos presentan en
algunas cavidades alternancia de capas
orgánicas e inorgánicas. Los niveles inorgánicos son agregados de silicatos alumínicos hidratados (alofanos). Estructuras
similares, en las que se combinan silicatos
de aluminio con fosfatos Al-Fe y sulfato de
bario han sido descritas por (MELKA y
CÍLEK 1982). También la combinación de
fosfatos Al-Fe con minerales orgánicos y
silicatos alumínicos (evansita-alofanopigotita) han sido descritas por (URBANI
2002) en cavidades venezolanas.
El elemento predominante en las concreciones de este sistema es el gour milimétrico (o microgour, micro-rimstone dams),
aunque se han localizado conjuntos importantes de formaciones con gours decimétricos. Los gours se asocian por superposición
formando, en función de la pendiente de la
roca base, coladas de microgours o conjuntos de gours superpuestos. El microgour
cubre la superficie de todas los demás tipos
de formaciones: estalactitas, estalagmitas,
columnas, colgaduras, órgano (llamado así
por similitud con los tubos de órganos
catedralíceos) y bandas (fotografía 1).
Espeleotemas inorgánicos de sílice
El estudio de la composición mineralógica de estas concreciones se realizó
sobre muestras de estalactitas ramificadas
fractaloidemente, tomadas en el Paso das
Oias en el sistema de O Folón. Se han
aplicado técnicas de difracción de Rayos
X sobre las muestras pulverizadas. Los
minerales identificados en la muestra son
la sílice y la moscovita.
Fotografia 1. Espeleotemas orgánicos
próximos a la Sala da Burbulla en las
proximidades del encajonamiento L
L3/L4 que canaliza el curso actual
hasta la cascada. Los espeleotemas se
encuentran en un aporte secundario
de agua. Presentan la superficie “erosionada” debido a las crecidas que
inundan la sala durante el invierno
(zona sifonable).
3. CARACTERIZACION DE LOS SISTEMAS DE BLOQUES FRAGMENTADOS
Los sistemas de bloques fragmentados
del afloramiento granítico Vigo - Tui , se
caracterizan por los siguintes rasgos:
a. Los sistemas se han generado como
consecuencia del encajamiento fluvial de
un curso de agua. Este curso de agua lo
denominaremos curso primogenético o
primogénico, con el sentido de primer
agente espeleogenético.
b. En los casos estudiados, el curso de
agua atraviesa un escalonamiento de bloques definidos por discontinuidades (fracturas, fallas, diaclasas) del esquema mesozoico (IGME 1981a y b).
c. En algunos sistemas el encajamiento
fluvial primario estaría favorecido localmente por la presencia de una falla de
dirección coincidente con el esquema tardihercínico (IGME 1981 a y b). En estos
casos el curso puede presentar un encajamiento policíclico que se adapta a las
direcciones de la red de fracturas.(IGME
1981a y b). Estos sistemas de bloques
fragmentados y erosionados constituyen el
grupo de los sistemas estructurales. En
algunos sistemas como O Folón y A
Cunchosa el curso fluvial llega a encajarse a
favor de las fracturas que originaron el escalonamiento de bloques que promovió el
comportamiento torrencial del curso inicial.
d. Cuando no exista fracturación alteración según la fracturación que facilite el
encajamiento fluvial, el curso de agua
mantiene una circulación predominantemente superficial, con algunos tramos
subterráneos situados a escasa profundidad. Los sistemas de cavidades se originan
por la combinación de los derrumbes de
bloques centrales y laterales provocados
por la erosión remontante y lateral en planos de fracturación subverticales y subhorizontales, la alteración de la roca y el lavado y remoción de los materiales disgregados. En alguno de los casos, el derrumbe
lateral se produce a favor de los planos de
foliación por deslizamiento de la estructura de lajas hacia el valle. Las estructuras
residuales laterales y centrales, en conjunto, constituyen los sistemas de bloques
fragmentados y movilizados.
e. Se han observado cuevas laterales
(Gorge Lateral Caves (en.); Kingenrand-hoehlen (gr.)) originadas a favor de fracturas
transversales al curso fluvial. En algunos
casos las discontinuidades asociadas a estas
cuevas pueden originar canales laterales
que actúan como captadores del agua de
escorrentía superficial o proveniente de
otros aportes secundarios. En el caso de
que produzca esta captación, la fisura o
cueva lateral puede iniciar también su propia evolución como consecuencia de la
combinación de la acción erosiva del aporte secundario y de la alteración de la roca.
Aparecen así pequeños subsistemas de bloques (sean clasificables como estructurales
o no). Conviene destacar que la acción erosiva del curso inicial alterará el nivel de
base del aporte secundario canalizado en la
fractura, por lo que este curso transversal
se mantendrá en evolución continua.
Ejemplos de la captación de un aporte
secundario en una fractura subvertical
lateral, se encuentran en el sistema de
Cobreiras y en A Chousa. De este último
se conserva mayoritariamente el subsistema lateral. Ejemplos de captación de un
aporte secundario en una fractura de plano
subhorizontal pueden observarse en A
Porteliña y en O Folón.
f. La presencia de una estructura de
lajas, el deslizamiento de bloques en la
ladera provoca una acumulación de bloques y cavidades con galerías de progresión paralela al frente de deslizamiento y
avance ascendente paralelo a la ladera,
mientras que las cavidades asociadas a la
acumulación de bloques centrales, mantienen una progresión escalonada y condicionada a la estructura del curso de aguas y el
asentamiento de los bloques residuales.
g. Exceptuando el sistema de O Folón
(sistema estructural), los sistemas de bloques fragmentados no conservan formas de
erosión fluvial importantes. Existen sin
embargo depósitos de cantos rodados
generalmente de escasa potencia en O
Folón, Cobreiras y A Cunchosa.
h. Se han localizado formas menores en
casi todos los sistemas estructurales.
Generalmente son estructuras simples de
oquedad única subhorizontal, formas
llama o frentes extraplomados. Solamente
se han localizado estructuras tafone complejas (cacholas) en el sistema de A Chousa
y O Folón. Destacar la localización de un
bloque en forma de seta (mushroom rocks,
stone trees (en.); Pilzfelsen (gr.), términos
recogidos en el sistema de Cobreiras.
i. Los sistemas estructurales y de bloques fragmentados presentan por lo general dos zonas diferenciadas: Una zona asociada al curso fluvial dónde predominan
los efectos de la erosión sobre la alteración
de la roca y una segunda dónde la cavidad
evoluciona básicamente por alteración
degradando incluso las superficies y formas de erosión. Hay sistemas como A
Chousa y A Raís, dónde el curso fluvial,
por encajamiento y desplazamiento, ha
abandonado completamente la circulación
subterránea. También se ha observado que
en muchos sistemas, incluso estructurales,
los efectos de la alteración de la roca han
borrado las huellas de erosión incluso en
las proximidades de los canales de circulación actuales.
j. Todos los sistemas estudiados son
posteriores a la formación de la roca en la
que se emplazan y a la definición de los
esquemas de fracturación que siguen.
4. EL SISTEMA DE O FOLÓN
4.1. Consideraciones generales
El sistema de O Folón es una cavidad
estructural asociada a una fractura con desplazamiento cuyo plano de falla se adapta
a la dirección N170ºE coincidente con las
direcciones de los desgarres tardihercínicos en el área. La cavidad se ha desarrollado en granito de feldespato alcalino con
intrusiones de leucogranitos y granitos
moscovíticos (IGME, 1982b).
Este sistema canaliza el río de A Rega
a su paso por la población de Fragoselo,
Coruxo, Vigo. Este río a su paso por el
encañonamiento de O Folón presenta una
estructura de curso policíclico con desplazamientos y encajamientos sucesivos del
curso de aguas, lo que permite observar
tramos de curso abandonado, colgados en
diversas cotas a lo largo del sistema.
Los desplazamientos y encajamientos
se producen a favor de fracturas subverticales. Internamente el sistema progresa
siguiendo la intersección de fracturas de
direcciones aproximadas N30ºE (con
buzamiento 70º - N60ºW), N60ºE,
N60ºW y N160ºE. Los cambios de dirección y de sección importantes están rela-
cionados con la intersección de discontinuidades adaptadas a estas direcciones. Se
ha observado una foliación subvertical en
el curso inferior del sistema en la zona de
Pozos Xemelgos. La estructura de la cavidad
en esta zona parece adaptarse a estos planos.
La topografía actual permite estimar
un trazado lineal del sistema de aproximadamente 169 m, con un desnivel total
entre la zona de absorción y la cota mínima de 30 m. Hasta la fecha se han topografiado un total de 425 m de galerías.
Destacar la presencia de varias zonas sifonantes de alto riesgo, vinculadas principalmente al encajamiento L3/L4.
Con el objeto de determinar la evolución de la estructura del sistema, se han
estudiado las relaciones entre los tramos
de curso colgados a lo largo del encajamiento subterráneo y superficial del Río
da Rega, entre el lugar de Muiño do Tío
Lourenzo y el puente de Fragoselo.
La evaluación de los perfiles transversales del valle y cañón fluvial, así como la
correlación entre estructuras similares
situadas en cotas relativamente próximas a
lo largo del cañón permiten determinar la
sucesión de perfiles longitudinales seguida
por este curso fluvial. Además, el análisis
de los perfiles transversales del valle y sus
encajamientos aguas arriba del sistema de
cavidades permite determinar perfiles para
el curso inicial previo a la formación de la
estructura subterránea.
La evaluación conjunta de los perfiles
longitudinales de este curso primogenético y de las estructuras subterráneas y
superficiales residuales que delimitan los
cursos desplazados y colgados, han permitido establecer una sucesión de perfiles
longitudinales que se corresponderían con
las distintas etapas del modelado endokárstico. Los modelados endo y exokársticos serían singenéticos al desplazamiento y
encajamiento del curso fluvial.
La correlación entre los tramos colgados del curso policíclico se ha establecido
en base a la profundidad de la incisión del
canal en cada etapa de encajamiento y a la
similitud de perfiles transversales. Los diagramas de correlación entre las potencias
de incisión se han incluido en la lámina 3
y se resumen en la tabla 2.
Tomando como base la cartografía
general del sistema se ha elaborado una
topografía en planta y alzado detallando
los rasgos morfo-estructurales observados
(láminas 3 y 4), así como la secuencia de
perfiles de encajamiento. Esta secuencia se
ha basado en el principio de superposición.
Se han señalizado los siguientes rasgos:
a. Curso de aguas y encajamientos fluviales
reconocibles: Sobre la cartografía general de
la planta se han señalizado los límites de
los encajamientos fluviales reconocibles.
Combinando la topografía de planta/alzado general del sistema se han determinado
las cotas y relaciones aproximadas entre los
límites de los encajamientos. Se han estimado también las curvas de nivel calculadas para las zonas de cavidad con curso
difuso (bien en la actualidad, bien durante
alguna de las etapas anteriores). Sobre la
topografía final se han situado las formas
de erosión principales, así como el curso de
agua actual. Los límites de las galerías del
sistema se han marcado con dos grosores
diferentes para discriminar los límites
difusos de las galerías (fino), de los labios
continuos (grueso).
b. Perfiles longitudinales del curso de
aguas: Sobre la cartografía general del alza-
Lámina 3. Sistema granítico de O Folón. Rasgos morfo-estructurales y curso policíclico. Detalle de rasgos morfo-estructurales observados, así
como de la secuencia y correlación de perfiles de encajonamiento. Incluye un diagrama de encajonamientos (potencia y sección) para los cursos
L0, L1, L2, L3, L4, QAL y L5 en distintas zonas del sistema.
do se han superpuesto los perfiles longitudinales del río da Rega en su paso por O
Folón, correspondientes a los ciclos sucesivos de erosión y encajamiento. Los escalones de cada perfil se han establecido en
base a los límites determinados sobre la
topografía para cada uno de los encajamientos fluviales.
c. Rasgos geomorfológicos internos:
Detalle de las fracturas principales sobre
la cartografía general en planta. Se indican las direcciones de fractura principales, secundarias y supuestas en cada zona,
los buzamientos observados, las formas
de erosión actuales o degeneradas, los
aportes secundarios de agua y las zonas de
concrecionamiento.
d. Rasgos geomorfológicos externos y curso de
aguas: Se indican la situación del curso de
aguas superficial y subterráneo, los límites
estimados para los hundimientos observados externamente (los límites de los hundimientos tipo dolina han sido cartografiados externamente).
4.2. Descripción del sistema
En el presente capítulo se realiza un
descenso del curso fluvial actual del sistema de O Folón (L4) describiendo y destacando los rasgos morfológicos y estructurales, así como otros rasgos del modelado endokárstico.
4.2.1. Zona de absorción (absorption
area): ZA
La Zona de Absorción es el área pantanosa dónde el río da Rega es canalizado al
interior del sistema. Esta zona está formada, en su techo por limos arenosos y aluviones cuaternarios. Los niveles visibles de
la base del depósito están formados por
bloques graníticos de tamaño variable
Se han localizado puntos concretos de
absorción de aguas, originando estructuras sedimentarias en los limos y depósitos
orgánicos, con morfologías típicas de
cavidades en materiales blandos (piping y
Tabla 2. Correlación entre las potencias de incisión y los tramos colgados del curso policíclico de A
Rega en el sistema de O Folón.
Lámina 4. Sistema granítico de O Folón. Encajonamientos e interpretación del curso policíclico. Detalle de rasgos morfo-estructurales observados, así como de la secuencia y correlación de perfiles de encajonamiento.
gully erosion (en.); tunnelerosion (gr.)). En la
topografía se han indicado los puntos concretos de absorción identificados entre
1992 y 2002.
A pesar de la existencia de estos "puntos concretos de absorción", la estructura
de bloques de la zona origina una absorción difusa en la zona del pantano.
4.2.2. Pozo da Rá: PR
Este pozo permite alcanzar el curso de
aguas subterráneo en las proximidades de
la Zona de Absorción. La boca del pozo
constituye la cota cero del sistema y se
localiza en el margen derecho del río entre
los bloques que formaron el lecho (superficial) de un canal de circulación del río en
la superficie.
Este canal, originado en las primeras
fases del encajamiento L0/L1, actúa de aliviadero para el pantano, cuando la absorción no es capaz de drenar suficiente caudal del río. Este canal tiene varios pozos de
drenaje intermedio que canalizan las aguas
directamente hacia Cova Grande.
El pozo desciende hasta un primer
nivel situado a -3.5 m. Las galerías laterales permiten alcanzar el curso de aguas
destrepando varios bloques hasta los -8 m
aproximadamente. Una de las salas del
nivel -3.5 converge ascendentemente, con
una pendiente media de 20º, hacia la dolina y aliviadero situado en las proximidades del pozo de entrada.
Este pozo actúa también como drenaje
de la absorción durante las crecidas y aunque la zona está prácticamente inundada
en invierno, se han localizado depósitos de
concreciones orgánicas en la cota -6 m. Las
mineralizaciones se localizaron en 1994 y
se han revisado en agosto de 2002 sin
poderse apreciar cambios o alteraciones en
el conjunto: Los elementos más destacables del conjunto de espeleotemas de Pozo
da Rá son de composición orgánica. Los
microgours superficiales mantienen los
rebordes erosionados aunque se reconoce la
morfología original.
El curso de aguas se alcanza a través de
un resalte abierto formado entre unos bloques y un conjunto de marmitas telescópicas o sobreencajadas situadas sobre la roca
base horadada por el río subterráneo.
El conjunto de "pozo-absorción-caos de
bloques" parece asociado a la intersección de
fracturas de direcciones N60ºW y N60ºE.
El curso de aguas evoluciona siguiendo
la dirección aproximada N60ºW. El fondo
del curso de aguas es arenoso, sin que se
pueda apreciar la roca base salvo en algunos resaltes y encajamientos (asimilados
según las zonas con L2/L4 y L3/L4). La
galería mantiene un ancho medio de 1 m,
si bien llega a estrecharse hasta los 40 cm.
En algunos puntos, zonas señaladas como
sifonantes en la topografía, la altura de la
galería llega a reducirse hasta los 35 cm.
En los laterales se aprecian formas erosivas
tipo marmitas y marmitas degradadas.
Apenas se aprecian cantos rodados en el
curso actual. El fondo arenoso cubre el
total del ancho de la galería. El nivel mínimo de agua en verano mantiene cubierto
todo el ancho de la galería por lo que no se
aprecia erosión diferencial en los depósitos
arenosos del curso de aguas.
La galería de este tramo del curso subterráneo, aparentemente circunvala el macizo
por su cara SSW. Se alcanza Cova Grande en
la cota -14 m, en una intersección con el eje
de dirección aproximada N30ºE.
4.2.3. Cova Grande: CG
Esta cavidad se sitúa en los límites de la
Depresión Central (swallowhole area). La
boca de la cavidad abre hacia esta depresión. La cota absoluta de la boca es de -5 m.
En la estructura de Cova Grande destacan los siguientes elementos:
a. La bóveda tiene una altura media de
6 metros. Las paredes son continuas y
pulidas por la erosión fluvial. La pared E
de la galería presenta restos de marmitas
degeneradas. Estas marmitas se degradaron por la erosión remontante que abre
Cova Grande. Originalmente alcanzaron
los niveles de los pozos de drenaje (collector
shaft) y aliviaderos del canal de circulación
superficial de aguas. Uno de estos aliviaderos es Pozo Bernardiño. En los niveles
superiores del Pozo se han localizado niveles de roca muy alterada.
b. La galería que comunica el curso de
aguas con la boca exterior mantiene el eje
original N60ºW del curso fluvial desde
Pozo da Rá. La galería de entrada a Cova
Grande está formada por paredes continuas en el lateral izquierdo (sentido ascendente) y por bloques "sueltos" en el lateral
que da contra la depresión. Las galerías
secundarias que permiten acceder a Niño
de Cuco, mantienen aproximadamente
también la dirección N60ºW y serían bloques basculados gravitacionalmente al N
hacia la depresión.
c. Cova Grande termina en la sala llamada Niño do Cuco. Esta sala tiene la
pared E formada por roca continua. Se
puede escalar hacia Pozo Bernardiño
subiendo sobre los bloques basculados de
Cova Grande. Uno de los bloques sostiene
un depósito formado por lodos húmicos y
abundantes fragmentos de materiales alóctonos entre los que se ha identificado cuarzo y esquistos. El depósito forma una colada de unos 2,5 m.
d. Los espeleotemas orgánicos localizados en esta cavidad están vinculados
siempre a paredes "continuas", próximos
a los aportes de agua y pequeños manantiales que afloran en la cavidad asociados
a discontinuidades subhorizontales de la
roca. Los concrecionamientos que se forman son principalmente agregados
húmicos que dan lugar a coladas de
microgours superpuestos.
e. Cova Grande está constituido básicamente por el encajamiento L2/L3 (fotografía 2). Los bloques que conforman las
galerías ascendentes hacia la depresión
solamente presentan superficie erosionada
en las cotas más bajas lo que indicaría que
el basculamiento de los bloques hacia la
depresión sería post L2, coincidiendo
posiblemente en las últimas fases del
tránsito L2/L3.
4.2.4. Depresión Central (swallowhole area)
En esta zona el curso de aguas es relativamente plano. Apenas hay variaciones de
cota en el curso subterráneo. Los mayores
accidentes están provocados por pequeños
represamientos, sifones y zonas sifonantes.
Externamente está caracterizada por la
presencia de una gran dolina. Los bloques
graníticos que forman el sistema tienen un
tamaño medio menor que en otras zonas,
lo que indica una mayor compactación de
la estructura. La zona E está acotada subterráneamente por una pared granítica
continua. En la zona NW se alzan en el
exterior formas dómicas cuya base hace de
muro entre la dolina y el cañón exterior
del río que se abre hacia el N.
Hacia la intersección de Pozo Cabrón,
abundan las marmitas. Muchas se encuentran en el curso de agua actual, sumergidas
permanentemente, por tanto activas.
La dispersión y compactación de los bloques que conforman la depresión no permite observar encajamientos modernos o antiguos Solamente se han apreciado algunas
marmitas degradadas y que se han asimilado a L3/L4. Se considera que la disgregación
en bloques de este tramo intermedio sería
debido a la presencia de una zona con una
alta densidad de discontinuidades.
La proyección en planta de las galerías
de la depresión permiten intuir una sucesión de numerosas discontinuidades paralelas de eje N60ºE distribuidas asimétricamente con distancias medias de 5 m. La
red de fracturación local podría ser la formada por los ejes de dirección N160ºE,
N60ºE (alineación de bloques en el sifón
central), N60ºW y N30ºE.
Asociados al endokarst de esta gran dolina caben destacar los siguientes elementos:
a. Cova de Coral Roxo: Pequeña cavidad que destaca por los espeleotemas orgánicos (se han medido potencias de concrecionamiento de más de 120 mm) y por la
presencia de estalactitas inorgánicas (mond-
Fotografia 2. Sala principal de “Cova
Grande”, formada por el encajonamiento L2/L3 – L1/L3. Fotografía tomada
desde el colapso que genera el inicio de
la zona sifonable del curso Pozo da Rá –
Cova Grande. El colapso se genera por
la intersección de discontinuidades
N60ºE-N60ºW-N160ºE El tramo fotografiado progresa en N30ºE-Nº160ºE.
milch tipo A Porteliña, formado por minerales arcillosos: alofano). Desatacan también los conjuntos de "huevos húmicos",
formas de erosión similares a las conocidas
como clay balls. Algunas de las galerías
ascendentes y chimeneas de esta cavidad
terminan en depósitos húmicos que colmatan total o parcialmente los pasos.
b. Cova da Cascada (fotografía 3): Esta
cavidad comunica con el curso de aguas en
tres puntos del sistema: Burbulla, Pozo
Cabrón y Xebas (Mirador da Cascada). La
cavidad es un caos de bloques asociado a la
intersección de dos fracturas de direcciones N160ºE y N30ºE. Ambas fracturas
han canalizado el curso de aguas provocan-
do dos saltos de agua importantes, con
direcciones diferentes. Destaca el recorrido
de Pozo Cabrón, pozo que se inicia en la
cota -12 m y que comunica la depresión
con el curso de aguas de Xebas a -23 m,
tras descender primero una cavidad lateral
formada a favor de N160ºE y a continuación una cascada encajonada (encajamientos L3/L4) de unos 5 m de altura, formada
a favor de N30ºE. La boca de este pozo
enlaza con la parte superior de la cascada a
través de dos resaltes encadenados de 2 y
4,7 m respectivamente.
c. Las huellas de actividades antrópicas
trogloditas desde el IVº milenio AC (siendo cautos) hasta nuestros días. La localiza-
Fotografia 3. Topografiando el paso de enlace Cova da Cascada – Pozo Cabrón. La galería progresa
entre los bloques residuales situados sobre L2/L3-L21/L3 y que asientan sobre el plano subhorizontal que ha generado L21.
ción de algunos materiales arqueológicos
"bien colocados" en algunas galerías prácticamente inaccesibles de la depresión
sería un indicativo de que el colapso del
sistema que originó la dolina central se
produciría en una época relativamente
moderna. No se descarta que la evolución
del sistema, además de depender de factores exógenos, estuviese relacionada con
factores tectónicos (factores endógenos)
relativamente modernos y que hubiesen
afectado en mayor o menor grado a la red
de fracturas o al asentamiento de grandes
bloques. Son conocidos, por ejemplo, en la
zona terremotos importantes en los años
450, 1279, 1355, 1366, 1725 (AVILA &
LA CUEVA 1956). Existen algunas leyendas locales sobre el derrumbe estruendoso
de un "outeiro" (Os Penedos da Moura,
Fragoselo) próximo al sistema de O Folón.
Los materiales arqueológicos de O Folón
se han localizado dispersos y "colgados" en
las galerías y pozos a distintas alturas.
d. El estancamiento de las aguas y la
difusión del curso en la Burbulla y galerías convergentes es debido a la presencia de
un cuello de botella formada a favor de la
discontinuidad de dirección N160ºE que
origina el Pozo Cabrón. Esta fractura canaliza el río desde la sala Burbulla hasta la
parte superior de la cascada, entre paredes
continuas formadas principalmente por el
encajamiento L2/L3 que conforma la base
del Laberinto de Xan Xebas y por la base
de las formas dómicas exteriores (paramentos de L0) hacia el W.
e. Los espeleotemas orgánicos se
encuentran vinculados principalmente a
paredes "continuas" (no se originan grandes
concrecionamientos sobre bloques sueltos)
sobre las que circula o cae agua. Algunos
de los aportes son pequeños manantiales
que afloran en la cavidad asociados a discontinuidades predominantemente subhorizontales. Estos agregados dan lugar a
coladas de microgours superpuestas, a formas colgantes degradadas tipo "medusa" y
"tubos de órganos". Destacar la localización
de materiales arqueológicos afectados por
los concrecionamientos.
4.2.5. Xan Xebas: XX
Se llega a esta cavidad tras descender la
cascada desde Pozo Cabrón.
La parte inferior de la cascada, la
Bañera, tiene un ancho medio de 3 m. El
frente de la cascada es una pared granítica
de unos 60º de pendiente y una boca de
más de 1,5 m de ancho, con diferentes
"ventanas", situadas en una misma cota y
formadas a favor de una discontinuidad de
plano horizontal. Esta estructura se justificaría por la circulación de un curso a modo
de tubo de presión, siguiendo esa discontinuidad subhorizontal. La reducción del
caudal de agua provocaría una recanalización y concentración del curso en sus cotas
locales más bajas y que por lo general coincidirían con las zonas de fracturación más
erosionadas. El encajamiento es consecuencia de una erosión remontante
siguiendo el plano subvertical de la fractura base que origina X.Xebas. Este encajamiento buza unos 70º - N60ºW (estimación sobre fotografía).
La cota de la Bañera de la Cascada es de
-23 m. La salida de la Bañera se hace, a
nivel de curso de aguas, a través del llamado Paso das Oias (fotografía 4). El río atraviesa un pequeño colapso de la cavidad y
vuelve a ser visible en la zona de El
Pasamanos. El río desaparece en una zona
sifonada en la cota -25m, encajonándose
posiblemente a favor de N30ºE.
La pared NNW de esta galería es continua en toda su altura hasta la superficie.
Se supone incluso que forma base de alguno de las paredes exteriores del cañón exterior, incluyendo niveles de L0 y anteriores.
La pared E se fragmenta en bloques progresivamente desde la cascada (Cova da
Cascada) hasta el Arenal. En esta pared se
han localizado marmitas en cotas de hasta
5 m sobre el curso de agua actual y que se
situarían sobre los niveles L1 y L2 coincidiendo en cota sobre el plano de la discontinuidad subhoriontal que determina el
nivel de base de Pozo Cabrón y la
Depresión Central. La desmembración en
bloques de esta pared se observa en el deslizamiento a favor de N30ºE (?) de los bloques que forman las marmitas siguiendo
discontinuidades subhorizontales con
buzamiento al N.
Existe una galería situada a una altura de unos 4 m sobre el Paso das Oias,
formada por bloques graníticos colgados.
En esta galería se aprecian también marmitas degradadas.
Se han localizado conjuntos de concrecionamientos orgánicos importantes en los
bloques continuos de Xan Xebas, en la
pared E del Arenal, zona en la que se produce la intersección de las dos direcciones
de fractura que Xebas de Xemelgos.
Nuevamente los concrecionamientos se
apoyan sobre paredes continuas como consecuencia de aportes de agua que surgen
según discontinuidades subhorizontales.
También se han localizado pequeños concrecionamientos asociados a discontinuidades en las paredes de la Bañera en cotas
superiores a los 2 m.
Fotografia 4. “Paso das Oias”: Marmitas en L3/L4 , en el curso fluvial actual de X.Xebas. El curso
progresa en N30ºE.
Existen algunas cavidades intermedias
con boca próxima a Xelmelgos que convergen a Xan Xebas en esta misma cota.
Uno de los ejemplos más interesantes es
Pozo Morto, cavidad que progresa en una
fractura de plano principal N160ºE con
pared al E continua. Esta pared marca el
otro límite del cañón exterior.
El fondo de la Bañera está formado por
arena de grano medio. El resto del curso
de agua tiene un fondo recubierto por
detríticos gruesos abundando los cantos
rodados de granito.
Destaca el depósito detrítico del
Arenal cuyas dimensiones varían con
cadencia anual,( en función de las crecidas). La arena se encuentra retenida por los
bloques colapsados en la salida del río subterráneo hacia Xemelgos. Existen en esta
sala varios aliviaderos parcialmente colmatados. En épocas de avenidas continuas el
depósito puede llegar a ser removido totalmente por lavado y arrastre.
En los niveles superiores de Xan
Xebas hay varias galerías y cavidades
como son Laberinto I, Laberinto II y El
Ermitaño que no han sido topografiadas
hasta la fecha. El Laberinto II desciende
desde la superficie hasta el Paso das Oias,
siguiendo el caos de bloques y lajas acumulado en la fractura N30ºE vertical con
buzamiento 70º - N60ºW. La galería está
formada por la pared W del cañón y los
bloques disgregados de Xan Xebas. La
cavidad del Ermitaño presenta forma tipo
tafone. En su interior se aprecian direcciones de fractura en los bloques coincidentes con las observadas en Pozo
Cabrón. Esta pequeña cavidad se sitúa
aproximadamente por encima del techo
de la sala de la cascada.
La boca de Xan.Xebas se alcanza ascendiendo varios resaltes encadenados situados por encima del Arenal. El primer
resalte de 3 m nos lleva al nivel del
Pasamanos (fotografía 5), techo local del
encajamiento L2/L3. El segundo resalte, se
correspondería con los límites del encajamiento L1/L2, tiene una altura desde el
arenal de 5 metros (fotografía 6).
Aproximadamente en la cota -16 m
podemos acceder al Laberinto I, estructura
de bloques construida sobre L1. Es un área
formada por un caos de bloques muy compacto, en el que también se pueden apreciar varias direcciones de fracturación del
sistema, predominando N60ºE y N160ºE.
La boca exterior se alcanza ascendiendo un
resalte de 3,6 metros y nos sitúa aproximadamente en la cota -13 m del sistema.
Destacar finalmente la presencia de
concrecionamientos inorgánicos, similares
a los espeleotemas de sílice-moscovita
localizados en el sistema de A Porteliña.
4.2.6. Xemelgos: PX
Al N de la boca de X.Xebas se encuentra un resalte exterior formado por varias
lajas y bloques graníticos. En su base se
abre una pequeña gatera de unos 4 m de
longitud y que avanza en dirección
N60ºE. La galería termina en un bloque
colgado que tapona los llamados Pozos
Xemelgos, dos pozos paralelos situados en
una zona de fracturación de ejes N160ºE
(el eje principal del curso de aguas en esta
zona )y N60ºE. En la pared W del cañón
se aprecia una foliación subvertical con
buzamiento variable en todo el ancho del
cañón, pero que en esta zona de pared continua se aproximaría a los 70º - N60ºW.
La boca del pozo se sitúa en la cota 20 m. El curso de agua se alcanza en la
cota -27 m.
El curso de aguas se unifica pero luego
se dispersa al entrar en Xemelgos lo que
se justifica por el aplanamiento del suelo
de la cavidad. El curso de agua se encaja
levemente en el salón principal. En sus
laterales se pueden ver pequeñas marmitas telescópicas o sobreencajadas y depósitos de cantos rodados. Se aprecian alineaciones de bloques al E. El curso de aguas
se sifona en la cota -30 m aproximadamente. En 1994 se alcanzó el exterior próximo a la surgencia siguiendo esta zona
normalmente sifonada.
En los pozos se han observado ejemplares de Salamandrita Rabilarga (Chioglosa
lusitanica), viviendo en los concrecionamientos orgánicos que se forman sobre
las paredes del pozo. Existen varios depósitos detríticos formados mayoritariamente por arena y limos, en los que
abunda la mica moscovita. Estos depósitos forman pequeños bancos laterales en
cotas de hasta 2 metros sobre el curso
fluvial. Se aprecian varios aportes de
agua en el lateral E del cañón. La zona
exterior de Xemelgos no ha sido topografiada, por lo que no aparece reflejado
en la cartografía.
Fotografia 5. “El Pasamanos”:
Pasamanos sobre L2/L3 próximo al
sifón L3/L4 del Arenal de X.Xebas.
El borde de L2 presenta varias formas de erosión centimétricas. Los
límites de L2/L3 y L3/L4 avanzan
siguiendo el eje principal de N30ºE,
mientras que L1/L2 avanza a favor de
N60ºE-N160ºE.
Fotografia 6. Descenso desde L1 hacia
L2 (proximidades de “El Pasamanos” ) ó
L3 en el Arenal de X. Xebas. Los bloques caídos de L1/L2 han apoyado en la
base de L0 en un cambio de dirección
N30ºE – N60ºW.
Destacar una pendiente ascendente
(opuesta al curso actual descendente) en
la que abundan las marmitas telescópicas
o sobreencajadas.
4.3. Descipción del curso policíclico
de A Rega
La evolución del sistema está relacionada con la circulación de un curso
de agua superficial, un curso de aguas
primogénetico, que iniciaría la erosión
remontante y diferencial a favor del
plano de buzamiento de las fracturas
principales.
4.3.1. Encajamiento inicial del
curso L0
El encajamiento del curso L0 constituiría la primera etapa de modelado endokárstico. La incisión que forma el canal
con fondo en L1 entre la meseta aluvial en
la zona de absorción y los niveles superiores de Cova Grande (Pozo Bernardiño)
indica una circulación de un curso cada
vez más concentrado.
Puede observarse el encajamiento de
L 0 en ambos labios del cañón remontando el curso fluvial a lo largo de la de
los depósitos aluviales de la zona de
absorción.
4.3.2. Encajamientos fluviales en
Pozo da Rá - Cova Grande (PR-CG)
Este encajamiento se originaría por
erosión diferencial del fondo del curso L1 a
favor de fracturas con plano de buzamiento subvertical. La zona "amesetada" situada por encima de Cova Grande formaría
parte del fondo de este curso fluvial.
El encajamiento que forma Cova
Grande, coincide en cota (aproximadamente) con el encajamiento terminal del
curso de aguas de Pozo da Rá formado por
varias marmitas degradadas.
El techo de este encajamiento se ha
denominado L2. Esta incisión en canal presenta un encajamiento difuso entre Pozo
da Rá y Cova Grande y sería consecuencia
del colapso por disgregación de la meseta
residual L1/L2, debido a una fuerte erosión
(remontante) a favor de la red de diaclasado. Esto indicaría una etapa de circulación
fluvial de alto poder erosivo que podría
ocupar o invadir parte del antiguo curso
L1 con posterioridad a la formación de su
encajamiento en Cova Grande. La existencia de un salto de agua en retroceso durante una etapa pluvio-torrencial justificaría
esta estructura.
Entre 1992 y 2002, se han observado
numerosas invasiones de niveles antiguos
durante crecidas del curso da Rega. En
estas invasiones el curso L4 llega a circular hasta en el nivel L1. Estas invasiones
aperiódicas justifican la ausencia de
estructuras sedimentarias estables. Los
únicos depósitos sedimentarios son aluviales recientes.
Este encajamiento, a medida que retrocede, destruye los techos del curso L1 y L2
formando el caos del actual canal de alivio
exterior. Solamente en etapas de grandes
avenidas, existiría curso activo a lo largo
de este aliviadero.
En el curso intermedio se observan
dos encajamientos sucesivos con bases en
L3 y L4, de poca potencia y que se han asimilado a las etapas más modernas del
curso actual.
4.3.3. Encajamientos Cascada - Xan
Xebas (CC-XX)
Este encajamiento genera la meseta
Depresión - Laberinto II de Xan Xebas a
favor posiblemente de una discontinuidad
de plano subhorizontal dejando colgados
algunas marmitas degradadas y niveles de
depósitos detríticos. Estas huellas fluviales
indicarían que la roca base de esta zona
amesetada formó parte de un curso estable
durante L1/L2 previa a la incisión del canal
que generó L3. La discontinuidad subhorizontal se observa en Pozo Cabrón, Mirador
de la Cascada y mirador de Xan Xebas.
El encajamiento principal está provocado por la erosión diferencial en el fondo
del curso de aguas L2 a favor del plano de
buzamiento de N30ºE, fractura principal
de Xan Xebas.
Se observa que la zona de la Bañera, en
la actual cascada, se ha ensanchado con respecto al canal originado durante el encajamiento a lo largo de Xan Xebas hacia el
nivel de L3. Este ensanchamiento justificaría una circulación estable de un curso L21
que formaría una cascada bordeando la
Bañera desde Pozo Cabrón hasta el
Mirador de la Cascada. Este nivel se situaría entre L2 y L3.
El ensanchamiento podría estar provocado además por la socavación basal
del frente de la cascada en L21, L3 y L4,
con el consiguiente desplome y remoción de bloques.
En el Mirador de Xan Xebas hay
pequeñas formas de erosión en los bloques
que cuelgan frente a la Cascada. Estas
huellas de erosión indicarían que los bloques que conforman el nivel intermedio
de Xan Xebas se corresponden a un colapso de la estructura a favor del canal fluvial
en el tránsito de L2 a L3. Por otro lado, la
ausencia de huellas de erosión en los restantes bloques de este relleno indicaría
que el derrumbe se ha producido cuando
ya existía una circulación próxima al
techo de L3. Este colapso se generaría bien
previa circulación de L21 o bien coincidiendo con L21.
De esta forma L21 sería un curso
temporalmente estable posiblemente
asociado a la retracción del curso L2/L3
sobre la meseta L2 de Xan Xebas y que
se abandonaría definitivamente al encajarse el curso en la intersección de las
dos discontinuidades que intersecan en
Pozo Cabrón.
En una última etapa, una vez que el
curso de agua abandona definitivamente la zona amesetada de L2/L3 y L21, la
erosión remontante de la cascada a favor
del plano de buzamiento de N30ºE da
lugar a un nuevo encajamiento asimilable al curso L4.
El encajamiento L1/L2 se puede observar también en las proximidades del
Arenal de Xan Xebas. Este segundo encajamiento sería consecuencia de la intersección de dos fracturas con buzamiento diferente en las proximidades del Pasamanos.
El curso de agua actual se encajona a favor
de la fractura principal N30ºE.
4.3.4. Encajamientos
Xemelgos (PX)
en
Pozos
El encajamiento L1/L2 se ha deducido a
partir de la dirección de incisión observado en Xan Xebas. Su límite se ha establecido tomando como referencia la alineación de bloques situados al E del salón
principal y que forman los niveles superiores del Laberinto de Xemelgos.
Se aprecia un segundo encajamiento
que deja colgadas varias marmitas y depósitos de cantos rodados. Este segundo
encajamiento se ha asimilado a los niveles
L3/L4 descritos anteriormente.
4.3.5. Sedimentación Cuaternaria
Los depósitos Cuaternarios identificados son estructuras aluviales modernas
(QAL). La formación principal se habría
desarrollado sobre L1 en la zona de absorción (ZA) del sistema.
El curso de A Rega presenta un encajamiento superficial, a favor de ejes N60ºE y
N120ºE, con una absorción variable y
difusa, lo que indicaría que existió una
canalización o encajamiento del curso L1 a
lo largo del pantano actual.
El nivel QAL ha variado considerablemente en los últimos 10 años, sobre todo
en las proximidades de la absorción difusa
del curso de aguas. Se ha definido un nivel
L5 para designar las incisiones en canal de
los depósitos modernos.
La potencia aluvial es escasa no superando en el encajamiento actual los 90 cm.
4.4. Conclusiones
El nivel de base de los distintos perfiles (L1 , L2 , L3 y L4) del Río da Rega a su
paso por O Folón, se aproximarían al nivel
de base de la surgencia actual, lo que indicaría que el sistema se ha originado como
consecuencia de la erosión remontante asociada a los cambios en el nivel de base
desde el principio del Cenozoico (VIDAL
ROMANÍ, 2002).
La evaluación del curso L0 sobre la
cartografía elaborada indicaría que este
salto se formaría a favor de escalonamientos asociados a fracturas de dirección
N30ºE con buzamiento normal en 70º N60ºE. La evolución policíclica del curso
da Rega asociada al esquema de fracturación local, ha llagado a encajar el curso de
aguas a favor del esquema más antiguo
(IGME, 1918a y b).
Estos encajamientos se producirían en
períodos de erosión fluvial intensa,
durante los que se vería favorecida la incisión de los canales de agua. Estos períodos serían asimilables con fases climáticas
inter- o post-glaciares.
Puesto que el encajamiento fluvial se
produce también a favor del esquema de
fracturación tardihercínico asociado a la
descompresión Neógena-Cuaternaria,
(VIDAL ROMANÍ, 2002) hay que considerar que el modelado endokárstico de
O Folón sería de edad cuaternaria o finiterciaria.
5. EL LUGAR ARQUEOLÓGICO DE
O FOLÓN
5.1. Antecedentes
En (CEM, 1997; COSTAS GOBERNA
et al. 1998) se realizaba un análisis sobre
los lugares arqueológicos de O Folón y A
Porteliña, planteando una primera hipóte-
sis sobre el uso o habitación de estos lugares. Básicamente, O Folón sería un lugar
de habitación en el que los materiales de
uso fueron introducidos y colocados en el
interior del sistema, mientras que A
Porteliña sería un lugar de culto en el que
los materiales fueron posiblemente arrojados al interior.
Otros autores (CARBALLO ARCEO et
al., 1998) descartan que se trate de un
asentamiento o refugio temporal basándose en las condiciones físicas de inhabitibilidad (espacio exiguo, condiciones
ambientales incomodas) y presuponen que
el yacimiento está relacionado con un
lugar de culto vinculado con el agua.
(HIDALGO CUÑARRO et al., 1997)
indica, en contra de esa conjetura que
varias de las cerámicas encuadrables en la
segunda mitad del IIº AC podrían ser recipientes de almacenaje.
Los materiales arqueológicos de O Folón
(ver lámina 5) se localizaron en la superficie
de algunas galerías del sistema, colgados en
techos o pozos, e incluso "colocados" en
algunas salas (CEM, 1998). Depósitos realizados en el Museo "Quiñones de León",
Vigo, números de registros 2.121 (02-101996), 2.122 (30-12-1996) (CEM, 1997),
2.150 (30-03-1998).
5.2. Caracterización de los yacimientos del endokarst de O Folón
El estudio del curso policíclico y de las
morfologías endokásticas, conjuntamente
con la investigación realizada por el CEM
(CEM, 1997; CEM, 1998; COSTAS
GOBERNA et al., 1998), permiten establecer una primera caracterización arqueográfica de este sistema granítico:
Lámina 5. Materiales arqueológicos de O Folón. Muestra de los materiales localizados en superficie
en el interior de este sistema.
a. La utilización o habitación del sistema de cavidades se circunscribe principalmente a las zonas asociadas con el curso
difuso central y con la meseta residual
techo de los niveles L1/L2.
b. Los materiales localizados, en conjunto, indican que las actividades antrópicas trogloditas en O Folón presentan prácticamente una continuidad histórica desde
el IVº milenio AC, al menos, hasta épocas
modernas. El único período del que no
existen vestigios que justifiquen la utilización o habitación del sistema se corresponde con la época Castreña.
c. Los materiales arqueológicos asociados a los colapsos de los encajamientos
terminales se encuentran "colgados" y
desplazados con respecto a su posición original. Sin embargo, el desplazamiento no
ha sido provocado por removilización fluvial de depósitos antiguos (no hay huellas
de erosión fluvial), por lo que sería consecuencia de las últimas etapas del modelado endokárstico.
d. Algunos vestigios se han localizado
asociados a fenómenos de concrecionamiento. No hay datos que permitan establecer una edad para estos depósitos minerales, por lo que tampoco se puede establecer su correlación con los vestigios
arqueológicos. En algunos casos particulares los espeleotemas se han desarrollado
sobre los materiales prehistóricos. No se
puede ni establecer, ni descartar una relación de ritualismo asociada con los fenómenos espeleotemáticos o con los aportes
secundarios de agua asociados a estas formaciones en tanto no se realice una datación de los depósitos minerales.
e. Los materiales se colocarían, inicialmente, en galerías y salas, secas, amplias y
presumiblemente de fácil acceso. Esto se
justificaría por el tamaño de los bloques
basculados que conforman las salas actuales en las que se localizaron muchos materiales, así como las adyacentes. Nótese que
algunos bloques de L2/L3 han basculado al
N abriendo galerías entre cotas de -5 y -14
metros. Además, la mayoría de los materiales que no han sido desplazados, no se
han visto afectados por las variaciones de
nivel del curso de aguas. En algunos casos
la afección es puntual y podría deberse
exclusivamente a que el curso de aguas
situado bajo la depresión, presenta en la
actualidad un circulación en la red tridimensional generada por los bloques compactados. Nótese que estos bloques forman
una red de filtrado fácilmente atascable y
que con toda probabilidad no existía
durante la utilización de la cavidad.
f. La no habitación permanente del sistema se justificaría por la temperatura
ambiental, la humedad y las corrientes en
algunas galerías que actúan como tubos de
aire. La temperatura del sistema se ha
medido en pocas ocasiones. En Septiembre
de 1994 se realizó una medición en distintos puntos de la Depresión Central y de
Xan Xebas (VAQUEIRO RODRÍGUEZ,
1994). La temperatura media del sistema
es de 15 ºC y la del agua 14ºC. Estos factores crearían una situación de disconfort.
Existen zonas del sistema vinculadas a
L1/L2, por ejemplo en el entorno del yacimiento que contenía el molino, que por su
alejamiento del curso activo presentan una
temperatura y humedad relativa, sensiblemente más agradables. La presencia de
vasijas de almacenamiento y equipos de
molienda (sean o no rituales) justificarían
una utilización temporal y periódica, posiblemente en época estival.
AGRADECIMIENTOS
La realización de este artículo no
hubiera sido posible sin la colaboración de
mis compañeros: José Bernardino Costas,
Miguel García, Xavier Groba, Eduardo
Méndez, Reinaldo Costas, David Vázquez,
Jesús Sueiro, Francisco Alonso, Amelia
Pérez, Francisco Rodríguez, Eva García;
así como de nuestros colaboradores
Begoña Barreiro, Concepción Álvarez,
Victor Freso y Teresa Suárez.
Recibido: 10-II-03
Aceptado: 28-VII-03
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ISSN: 0213-4497
Morphogenesis of the Ourense Plains
(NW of Spain)
Morfogénesis de las superficies de Orense
(NW de España)
YEPES TEMIÑO J.1 &. VIDAL ROMANÍ J. R.1
ABSTRACT
We present a geomorphological analysis of Ourense Province (NW Spain) characterized
by: a general narrowing of the fluvial network, highlands with smooth reliefs partially
eroded and lowlands with residual reliefs, several extensive plains of erosion frequently
limited by fractures -among which Tertiary grabens are inserted-, some “Hollow
Surface”-type morphology, absence of sedimentary deposits outside the grabens, and a
generalized outcrop of the Hercynian Massif substratum. Traditionally, this “piano’s keyboard morphology” has been interpreted as expression of block tectonics in tensile regimen; instead we suggest the existence of: an isostatic upheaval simultaneous to a sequence of tectonic pulses of compressive regimen with activity in favour of transcurrent
faults, a General Surface (R600), several plains that present a “Hollow Surface”-type morphology (R1600 R1400 R1000), a generalized alteration that correspond to a same process
of decomposition associated to fluctuating conditions of redox equilibrium, a erosional
terraces related principaly to the palaeo-fluvial nets; moreover, we propose the existence of two morphoestructural lineament: the first one represented by the Fault of Vila
Real (NE-SW) -a ramification of the “Basal Pyrenean Overthrust”-, that would have been
active at an early moment of the tectonic sequence with a left transcurrent fault,
secondly the lineament represented by the Fault of Maceda (NNW-SSE) that would be
related to the “Fault System NW-SE” and would have produced a right transcurrent fault
during a late tectonic pulse.
Key words: regional geomorphology, planation surfaces, Hesperian Massif, Galicia NW
Spain, Plate tectonics.
(1) Instituto de Geología Isidro Parga Pondal, Universidade da Coruña, 15.071-La Coruña. E-mail:
[email protected]
264 Yepes Temiño & Vidal Romaní
INTRODUCTION
The mapping area (figure 1) extends
between the provinces of Lugo and Ourense
(C.N.I.G. 1994; 1997). Geologically, the
area belongs to Galicia-Tras-Os-Montes
(BARRERA et al. 1989). Only in the NE
part, the Asturoccidental-Leonesa area is
represented. The main morphological characteristics of the territory are: 1) the deep
narrowing of the rivers; 2) the abundance of
little contrasted reliefs in the highlands and
of residual ones in the lowlands; 3) the
regional fractures separate extensive plains
of erosion which limit small grabens located between 250-650 m of altitude; 4) outside the grabens the sedimentary deposits
are scarce. 5) Geologically, it is an old territory (igneous outcrop, regolith, recent
deposits in grabens); but its relief is rejuvenated (widespread incision, dismantlement
of the plains, compartmentalization of the
territory. On the whole, the territory is a
mosaic of block mountains with inserted
tectonic basins.
In a traditional way, the previous studies (HERNÁNDEZ-PACHECO 1949;
NONN 1966; VILLASANTE & PEDRAZA 1984; MARTIN SERRANO 1989;
VERGNOLLE 1990; PÉREZ-ALBERTI
1993) accept the piano’s keyboard morphology that has been described (BIROT
& SOLÉ 1954), interpreted as the expression of block tectonics in tensile regimen.
In this paper, we present some observations which suggest the existence of block
tectonics in compressive regimen, with
displacements in favour of transcurrent
faults. In view of the shortage of deposits;
the reconstruction of the morphogeny has
not been based on stratigraphic approa-
ches, but on the analysis of: the topographical plains, the fluvial network, the fracture, and the alterations, as it has already
been carried out in other areas of Galicia
(VIDAL ROMANÍ 1996).
THE PLAINS OF EROSION
Eight plains of erosion have been distinguished (figure 1 and table 1), most of
which have got associated to them intermediate surfaces of these types: degraded
surface, glacis, or ramp. Some of them
define gradual and uniform transitions
between plains of erosion. The plains of
erosion are topographically defined by two
topographical heights: the highest one,
denoted by the remains of a previous surface, and the lowest one, denoted by the
joined degraded areas. The analysis of the
spatial extension of the plains (table 2)
reveals: a spatial distribution of different
area; the main character of the surfaces
R600 (24.7%) and R1000 (10.9%); the respectable extension of the grabens (11.9%);
and an advanced state of degradation (slopes and valleys, 40.7%).
The Surface of Serra de Queixa (R1600)
This plain is well-preserved in the northern border of the Serra de Queixa-San
Mamede (Cabeza de Manzaneda, 1781 m);
where it is defined by a net steep (NWSE), at the N of which only some very
degraded remains of the R1600 are identified. On the other hand, in the southern
border of the mountain range, the plain is
very degraded (Altos de Ganzedo, 1330
m). The western border is marked by a
NE-SW structural alignment which has
Morphogenesis of the Ourense Plains 265
Figure 1. Schematic topography of the SE of Galicia and N of Portugal. Legend: (1) 0-400 m; (2) 400800 m; (3) 800-1200 m; (4) 1200-1600 m; (5) 1600-2000 m; (6) 2000-2400 m; (7) River; (8) Town; (Al)
Allariz; (B) O Barco; (Ba) Bande; (Br) Braga; (C) Carballiño; (Ce) Celanova; (Ch) Chantada; (Co)
Cualedro; (Cv) Chaves; (G) La Gudiña; (L) Lobios; (Lu) Luintra; (M) Maceda; (Me) Melgaço; (ML)
Monforte de Lemos; (Mo) Monçao; (Ou) Ourense; (Po) Ponte da Barca; (R) La Rúa; (Ri) Ribdavia; (P)
Ponferrada; (PB) Puebla de Brollón; (PS) Puebla de Sanabria; (Q) Quiroga; (VB) Viana do Bolo; (Ve)
Verín; (Vf) Villafranca del Bierzo; (XL) Xinzo da Limia.
Table 1. Record of plains identified in the studied area. The rank of heights in which they are developed is included, as well as the calculated extension, both for the surfaces and for the grabens and
slopes. The calculation of the extension was made from figure 2.
Table 2. Erosion surfaces associated to the main basins of the Galician SE, with indication of the
maximum and minimum heights marked by the sedimentary deposits. Legend: (Ri) Surface-Plain;
(H Max) Highest altitude; (H min) Lowest altitude.
Figure 2 (next page). Geomorphological map from the SE Galicia where eight plains of erosion have
been identified. Legend: (1) Steep of topographical plain. (2) erosional terrace; Residual remmant.
(3) Residual relief: Hill of circumdenudation, Castle-kopje. (4) Degradated crest; structural relief
on fold axis. (5) Fluvial steep; landslide. (6) Degradated glacis: depositional, erosive. (7) River; sedimentary deposit. (8) Topographical plain. (9) Town. (ML) Monforte de Lemos. (Ou) Ourense. (XL)
Xinzo da Limia.
been used by the river Návea to get narrowed and to dismantle the plain. And the
eastern border would be characterized by a
sequence of reliefs, progressively degraded
towards the SE, strongly impacted by the
fluvial network (Montes do Invernadoiro,
1550 m; Brotiais, 1532 m). These reliefs
are terraced, until connecting with the
surface of La Gudiña-Viana do Bolo
(R1000). On the whole, it can be supposed
that the contour of the plain of erosion
would be defined by two systems of fractures: NE-SW, the main one; and NWSE, subordinate to the first one. Both
systems would have dislocated the plain
in some moment of the Mesozoic or of the
Cenozoic. This hypothesis would be supported by the correlation which is showed
by the systems of fractures with the long
axis of the Surface of Xinzo and with the
steeps of the Serras do Burgo and
Paderne-Taboadela.
As for the morphology of the plain, it
seems to be related to the lithology. On
granite, soft and rounded reliefs are defined. They mark culminating heights
(Cabeza de Manzaneda, 1781 m, the
Majadales, 1750 m) and they would be the
residual of a previous surface, while, on
quartzite and slate the relief is more contrasted and the heights are lower
(Pereixada, 1501 m). Regarding the morphogeny, the general development of a
regolith and the numerous residuals (castle-kopjes on granite and conical hills on
quartzite and slate) allow to attribute to
this surface an origin by chemical erosion.
The preservation of the vasques (gnammas), in the castle-kopjes of the Alto de
San Mamede and of the original regolith
would indicate that, at this point of the
massif, the glaciarism would not have
been developed during the Quaternary.
This fact was already observed in other
granite areas of Galicia (VIDAL
ROMANÍ et al. 1994). Nowadays, the lingering erosion of the river Návea would
have dismantled the initial surface until
the degree of emptying it, reducing it to
the initial contour. So only a residual
would have been preserved in the central
area (Altos do Acebral, 1606 m). It is what
we have called a hollow surface morphology
The Surface of Chaguazoso (R1400)
This plain can be interpreted as a
lower step of the R1600. It is identified
both in the area of Queixa (Llanos de
Chaguazoso; Portela das Merendas, 1400
m; Serra do Fial das Corzas, 1400 m; y
Altos do Gancedo, 1300 m) and in San
Mamede (As Donas, 1279 m; Lombo dos
Gavianes, 1360 m; y O Marco; 1400 m).
Towards the E, it could be correlated with
the western slope of the Serra do Eixe
(Llanos de Lamalonga, 1445 m; y Serra do
Cañizo, 1469 m). Towards the S, with the
surface of summits of the Serra de GerezXurés (1556 m). And inside the narrowing of the rivers Návea and Camba, it
would be correlated with extensive surface-terrace remnants that would denote an
old fluvial network, of a radial geometry
to the Serra de Queixa.
Concerning the morphogeny, the partial preservation of the original regolith,
would allow assign to the plain an origin
by chemical erosion. On the contrary, the
dismantlement of the regolith, would be
related with a Pleistocene glaciarism,
favoured by the preserved position of the
plain regarding the dominant winds in
two areas: Chaguazoso (HERNÁNDEZPACHECO 1958; PÉREZ ALBERTI
1993; VIDAL ROMANÍ 1994), and
Dam of San Agustín del river Bibei
(SÁENZ RIDRUEJO 1968). Regarding
the hollow out of the plain in the area of
Chaguazoso, it can be considered a hollow
surface, like in the R1600, although in
this case the eroding down would have
been by the glaciar erosion.
The Surface of the Serra do Burgo
(R1200)
In the studied area, the R1200 is represented by the level of summits of the Serra
do Burgo, to the N of the Serra de QueixaSan Mamede. Its western border is defined
by a NE-SW morphoestructural steep,
and the oriental, by the narrowing of the
river Návea. On this plain paleo-valleys of
plain bottom are observed; to those ones,
remnants of erosive terraces are embedded,
partially recovered by an alteration layer.
The direction of the paleo-valleys would
be SW-NE, concordant with that of the
river Návea.
This plain of erosion could be correlated with the surfaces of the Serras de
Gerêz-Xurés, Pisco, Pena y Larouco. In
almost all the cases it defines narrow
blocks, extended in NE-SW direction,
among which wide valleys are inserted
(rivers Salas, Cábado, Rábago and Porto de
Rei), comparable to the plain R800. In the
Serra de Gerez-Xurés, the situation of the
plain regarding the prevailing winds, allowed the glaciarism development during
part of the Quaternary (SCHMIDTTOME 1978; VIDAL ROMANÍ et al.,
1990; BRUM et al., 1992).
The Surface of Castro Caldelas (R1000)
This plain is well-represented in the
studied area, being embedded to the Serra
de Queixa-San Mamede and O Courel.
The Llanos de Puebla de Trives and Llanos
de Castro Caldelas are in the N area of
Queixa-San Mamede; the S border of
Plains of Castro Caldelas is denoted by the
Serra do Burgo; the W by the Fault of
Maceda; and the N and E, by the narrowing of the river Sil. On these plains,
remains of terraces of a SW-NE paleo-network are recognized, nowadays captured
by the river Sil. The fluvial erosion has
begun to dismantle the plain, conferring
it the aspect of a hollow surface similar to
the R1600 and the R1400. The Llanos de
Puebla de Trives constitute a remnant of
the R1000, a bit more degraded, which is
extended in the N slope of Cabeza de
Manzaneda, at the E of the river Návea.
The Llanos de La Gudiña-Viana do Bolo
are in the E area of Queixa and they define a corridor of meridian direction between La Gudiña and La Rua, enough degraded towards the N; and flanked by Serras
de Queixa y Eixe-Secundeira. This plain of
erosion would denote an old base level of
the rivers paleo-Camba and paleo-Bibei.
This same level continues in Serras de
Entirnos, Texeiras y Llanos de Carracedo
da Serra. In the W area of San Mamede,
remnants of the R1000 have been mapped,
which are very degraded and broken into
fragments by the fluvial incision. In the
Graben of Maceda they would constitute
the southern continuation of the steep of
the Fault of Maceda; but more to the S,
near Correchouso, Toro and Portocamba,
they would correspond to surface-terraces
and paleo-courses of an old NW-SE network that later on would have been captured by a S-N network. In the Serra do
Courel, the plain R1000 defines the eastern end of the graben of Monforte and
the general level of summits of the Serras
de Peña Redonda, Trapa y Llanos de
Maceiras. At a regional range, the R1000
would be correlated, because of its altitude, with the Serras de Oribio, in
Sarria; Faro, in Chantada; and Faro de
Avión, in La Cañiza.
The morphogeny of the R1000 is by
fluvial erosion. There can be still distinguished on it several incision levels,
associate deposits (BARRERA et al.
1989; VERGNOLLE 1990), and residuals of older surfaces: Monte Meda
(1321 m), Monte Cerengo (1235 m),
Monte Legua (1311 m) and Cabeza
Grande (1249 m). Nevertheless, some of
their borders correspond to morphoestructural steeps: Fault of Maceda,
NNW-SSE; river Sil, WSW-ENE; and
Serra da Pena Redonda, NW-SE.
The Surface of Baldriz (R800)
This surface is represented in Esgos
(Altos da Virxe do Monte) and in the graben of Xinzo (by the borders of the graben,
except the northern one, and the Serra da
Medorra). More to the S of the studied
area, it would be correlated with the extensive interfluve of the areas of: BaltarCualedro, Chaves-Bragança and Alcañices
de Zamora (MARTIN SERRANO 1989).
The morphogeny of the R800 is by fluvial erosion. Nowadays, there can be still
distinguished on it, some stretches of a
paleo-network NW-SE (Baldriz area) and
several residuals: Monte Meda (1094 m),
Monte Talariño (984 m) and Monte
Penamá (927 m). Signs of fluvial touch
have also been identified in the small remnants, comparable to the R800. This is the
case of: 1) the tailpieces of Penelo
(Quiroga) and Serra de Pena Redonda
(Monforte); 2) the erosive terraces of the
Sil (Parada y Teixeira), Lor, Támega,
Riveiriña and Parada; and 3) the glacisterrace type ramps of the Sil (Castro
Caldelas). Nevertheless, as it happened in
the R1000, the borders of the R800 coincide with structural lines.
The Surface of Xinzo da Limia (R600)
This plain is identified along the river
Miño, and in the borders of the grabens of
Monforte and Maceda. Comparable surface-terraces are also observed, in the river
Sil: La Rasa (560 m), confluence of the
Cabe; and Peña Grande de Quiroga (613
m). Outside the studied area, the R600
would be correlated with the basin of
Rábade and Serras da Loba and Montouto
(Dorsal Galaica or Galician Ridge). The
river Miño defines a level of regional
devastation among Rábade (Lugo) and
Ribadavia (Ourense). In the stretch
Rábade-Portomarín, it extends among the
Dorsal Galaica and Serras del Mirador and
Punazo; in total, a strip of 40 km parallel
to the river Miño. In the stretch
Portomarín-Os Peares, the Graben of
Monforte defines the E border of the plain,
diminishing the extension of the strip to
20 km. In this stretch, the course of the
river Miño is N-S and its narrowing reaches 400 m. In the stretch Os PearesMonção, the Miño has dismantled great
part of the R600 to substitute it for a R400.
In the W riverbank only some remnants
are identified in the head of the river Avia
and in La Cañiza; and in the E riverbank,
between the lineament Taboadela-Esgos
and the Graben of Maceda. In the Graben
of Monforte, two remnants of the R600 are
observed in the southern border. Residuals
of the R800 have been preserved on them.
They coincide with axes of hercynian
folds, of NW-SE direction (Barrera et al.,
1989). They are the Serras do MarroxoMonte Vidual (680 m, 816 m) and the
Serra de Auga Levada (887 m). These
reliefs can be followed towards the S (Serra
de Moncai, 531 m; and Serra das Penas,
787 m). The similarity of these residuals
with those of the Sierra de la Culebra permits to compare them to the remains of
the surface of phinimiocene erosion thet
has been described (MARTIN SERRANO
1991), which would have been degraded,
according to this author, before the
Tertiary. Concerning the residuals identified on granite areas, they have been related to the phinimesozoic surface
(MARTÍN SERRANO 1991): Monte
Pozu (764 m), in La Peroxa; Monte Cabalo
(732 m), in Luintra; Monte Boa (692 m),
in Taboadela; and Alto del Portelo (834
m), in Xunqueira de Ambía.
As to its morphogeny, it can be supposed prior to the beginning of the sedimentation in the basins which fossilize it
(Xinzo, Monforte and Maceda). The concave profiles that these basins present
would reinforce this hypothesis. In the
case of Monforte, the scarce deformation of
the deposits (DE GROOT 1974), suggests
the existence of a paleo-relief in the basin.
In the case of Xinzo, the slope of the R600
observed at the W of the graben is attributed to the fluvial erosion. This is suggested by the remains of surface-terraces
of the river Arnoia found in Allariz and
Xunqueira de Ambía. However, to a
regional level the distribution of the R600
would be partially conditioned by structural factors (figure 3). It makes think so,
the existence of steeps in some borders of
the plain: 1) in the W border, the steep
(N-S) with the Macizo Galaico Portugués;
2) in the E border, the steeps of the Fault
of Maceda (NNW-SSE) with the Llanos de
Castro Caldelas and the Serra de San
Mamede; 3) At the W of Ourense, between Allariz and Esgos, the steep (NE-SW)
with the R400; and 4) In Xinzo, the steep
(NE-SW) that defines the W border of the
graben, which is associated to a diabasis
dike (BARRERA et al. 1989) fossilized by
the basin deposits.
The Surface of Chantada (R500)
The remnants of this plain have a small
extension. Their distribution is associated
to the R600 in three points: Maceda,
Chantada and Monforte (Puebla de
Brollón, Sober and Ferreira de Pantón),
and to the narrowing of six rivers: Arnoia
(Xunqueira de Ambia, Allariz); Cabe
(Lornís); Lor (confluence of the Sil); Miño
(Monte Güimil); Támega (Laza); and Sil
(La Teixeira). In general, the characteristics of the plain are related with the structure. In Maceda, the E border of the graben is an important steep of fault (30 km
of longitude, 400 m of difference and
NNW-SSE direction), to which quartz
dikes are associated. In Chantada, the N
border is a steep (NE-SW), in favour of
Figure 3. Morphostructural outline of the
Tertiary basins from the SE Galicia. Legend: (1)
Fracture; Fracture supposed. (2) Fracture with
sign of dowcast side; Overthrust. (3) End
Hercynic vein. (4) Alpine displacement supposed. (5) River. (6) Sedimentary deposit. (7)
Town. (B) Bóveda. (L) Laza. (Lu) Lugo. (M)
Maceda. (Mo) Monforte de Lemos. (Ou)
Ourense. (Q) Quiroga. (V) Verín. (X) Xinzo de
Limia.
which the river Asma is narrowed; the S
border is the steep (ENE-WSW) of the
mounts S. Cristóbal (826 m) and Rego
(756 m). The courses that cut it
(Sardiñeira-Portiño and brook Saviñao) are
captured by the river Miño. In Monforte,
the W border (Ferreira de Pantón) is marked by two fractures (NNE-SSW) which
define an intermediate step, and which are
associated to quartz dikes (BARRERA et
al. 1989) and to fluvial elbows that could
be expression of a dextral directional
movement. Moreover, the courses that cut
the plain (arroyo Regueiro-Rexidoira), are
captured by the river Cabe near the fracture. Regarding the S border (Sober-Puebla
de Brollón), it has a network of dikes associated (SW-NE) of porphyry and porfidic
microgranite (BARRERA et al., 1989).
And the courses which cut the plain
(brook Lama-Santé and Monretán) are captured by a centripetal network.
Regarding the morphogeny of the
plain, the short differences of heights it
has with the R600 (<100 m), made suppose the existence of a General Surface, divided in two peneplanes (BIROT & SOLÉ
1954; MARTIN SERRANO 1989;
1994a). However, the R500 could be interpreted as a group of sunken blocks of the
R600 and, in some cases, apparently tilted.
In fact, in Monforte the R500 seems to
form a topographical unit with Serras de
Marroxo-Vidual and Auga Levada. On the
other hand, the fact that the large fluvial
courses don't interfere with the formation
and development of the grabens of
Maceda, Monforte and Xinzo, would permit to attribute the R500 an age prior to
these three grabens. This background
would already have been mentioned
(MARTIN SERRANO 1989; 1994a;
1994b), when assigning a pre-Miocene
age to the course of the rivers.
The Surface of Sabadelle (R400)
This plain is observed near Bóveda, in
the city of Ourense and in the narrowing
of the Miño (Os Peares, Barra), the Sil
(Mounte Furado, La Teixeira), and the
Támega (Valle de Laza). Under the R400,
only levels of erosive terrace and Quiroga's
Graben are identified (280 m), in which
was observed (VERGNOLLE 1990) evidences of an Alpine synsedimentary tectonic. In Bóveda (Graben of Monforte) the
plain defines the general level of the topography of the subbasin. Around the city of
Ourense (basins of the Barra, Loña and
Barbaña) the surface is very degraded and
it presents abundant inselberg type residuals (conical hills, castle-kopje and tors),
boulders of weathering and alteration
alveoli (San Ciprián das Viñas and
Faramontaos-Lañoa). So only in the higher
borders (La Peroxa, Paderne, Llanos de
Sabadelle and Monte Alegre) the original
surface seems to have been preserved. To
be precise, deposits of the paleo-Loña have
been preserved in San Ciprián das Viñas. It
would flows in NE-SW direction before
being captured by the Miño in the dam of
Cachamuiña.
All these observations indicate an origin of the R400 by chemical erosion
(etched), to which there would have been
imposed a fluvial network that would
alter the surface and would have dismantled it partially. In broad outline, the R400
is equal to the Surface of Substitution S2
(VILLASANTE & PEDRAZA 1984),
although some characteristics of the R400
seem to indicate a bigger influence of the
structure: the capture of the paleo-Loña;
the subparallel network of the basin of the
Barra; and the morphoestructural steeps
(NE-SW and NW-SE) that R400 and R600
articulate.
DISCUSSION
Reactivation of relief
As it has already been said, in the studied area the geology is characteristic of
an old territory and, however, the relief is
rejuvenated. Before this fact, some tectonic pulses in compressive regimen that
elevate the relief could be supposed.
Nevertheless, there are some pitfalls: 1)
the compressive structures are difficult to
recognize and the associate deposits hardly
exist; 2) the fractures should be closed and
should not favour the escape of the network towards them. However, the course
of the network seems to be related with
the structure; 3) the absence of deposits
could be due to an antiquity of the pulses, bigger than what had habitually been
thought, all the above-mentioned sug-
gest the existence of an isostatic rebounding, simultaneous to the tectonic pulses, which would justify the continuous
waste away of sedimentary cover. An
outline of the sequence of the supposed
events appears in table 3.
Table 3. Sequence of events proposed for the Galician SE during the Alpine cycle.
Table 3. Continuation.
Surfaces and fractures
Almost all the plains define some of
their borders with steeps which in some
cases (R1000 to R1600) coincide with directions of alpine fracture (NNW-SSE and
WSW-ENE). This seems to indicate a certain relationship between surfaces and
alpine fracture. On the other hand, the
degradation of the tectonic steps, as well
as the appearance of transition ramps
among surfaces, support the thesis of the
antiquity of the tectonic pulse. This
would be the case of the steeps: R400R600, in Ourense-Os Peares; R1600-R1000
and R1600-R1200 in the Serra de BurgoSan Mamede.
Origin of the surfaces
If it were necessary to specify the phase
of dismantlement of a surface of erosion,
the following ones could be distinguished:
1) well-preserved regolith; 2) appearance
of the altered rocky substratum; 3) appearance of the engraving shapes; 4) appearance of the hollow surface, where only the
contour of the initial surface is preserved;
and 5) disappearance of the surface. In the
case of the surfaces R1600, R1400 and
R1000, they all have regoliths, etche forms
and hollow surfaces associated; this is why
they could be set in the 4th stage.
However, it would be necessary to point
out that the hollow out of the R1600 is
bigger than in the R1000 which is bigger
than in the R1400. This would indicate a
bigger dismantlement of the R1600. The
fact that the R1000 in the Llanos de Castro
Caldelas appears covered by alluvial deposits, would permit to attribute its disman-
tlement to the fluvial erosion. Something
similar would happen with the R1400 in
the Llanos de Chaguazoso, regarding the
glacial erosion.
Remains of old fluvial networks
and erosion surfaces
Of the mapping plains, some have
been interpreted as remains of erosive
terraces or paleo-channels. The cases in
which deposits have been preserved are
scarce (Llanos de Castro Caldelas, Puebla
de Trives, Baldriz and Amandi and Valle
de Allariz). This shortage could be justified because: 1) they are erosive levels, and
2) the general meteorization involves the
edafization of the deposit, except for the
case of quartz-containing materials or of
well-drained deposits. On the other hand,
the orientation of these remnants of fossil
networks is different in each plain: 1) SWNE in Serra do Burgo (R1200) and Llanos
de Puebla de Trives (R1000), where they
would be related with the paleo-Návea; 2)
NW-SE in the Surface of Baldriz (R800),
where they would be related with the
paleo-Arnoia-Támega; and 3) SE-NW in
the Surface of Amandi (R500), where the
paleo-course is parallel to the Sil. Lastly, it
could be added that some fossil networks
do not correspond to consequent rivers, but
to resequent ones. This would be the case of
the arroyo Santé, in the Surface of Amandi
(R500), whose fossil stretch is at a height
(460-440 m) lower than the one that defines the upper border of the narrowing of
the River Sil in this area (540-520 m).
The existence of the topographical beginning among both networks, makes us
think of the development of the channel
in favour of an area of structural weakness
(a fracture corridor), more degradable to
the erosion. The course of the streams
would be explained in this way: Portizo
and Camilo (NW-SE), in Amandi (R500);
of the headwaters of the Edo, Vaus and
Alenza (SW-NE), in Llanos de Castro
Caldelas (R1000); and of the arroyo Muiños
(NE-SW), in Xunqueira de Ambía.
The grabens and the tectonic activity
In the grabens of the studied area, two
significant morphoestructural directions
are distinguished: 1) NE-SW which determines the orientation of the River Návea
and the sedimentation in the Graben of
Xinzo de Limia; and 2) NNW-SSE to
NW-SE which would be represented in
the Fault of Maceda.
The NE-SW direction could be associated to one of the western terminations
of the Basal Pyrenean Thrust defined
(SANTANACH 1994). Its activity would
have been of sinistral direction, and in the
case of the graben of Xinzo, its geometry
on surface and its stratigraphy (Division of
Geology of As Pontes Lignite Mine, c.p.),
would make suppose an pull-apart type
operation. This family of fractures would
have defined a block (Serra of Queixa-San
Mamede, Llanos de Chaguazoso and Serra
do Burgo) that would move in a solidary
way after the R1000 and before the R800.
The NNW-SSE direction would be
represented in the Fault of Maceda that
worked (figure 4) like a dextral directional
fracture, in a similar way to what the fracture corridors of As Pontes and Meirama
did (MONGE 1987; FERRUS 1994). The
fact that the R1000 is observed exclusively
at the E of Maceda and at the S of the
River Sil, would denote the N and W
limits of an area which would reach the
Surface of La Gudiña-Viana do Bolo, and
which would have corresponded, as a single block, to the movement of the Fault of
Maceda. The existence of this unitary
movement would be based on several
facts: 1) between the W and E borders of
the Graben of Verín, there is a discontinuity that affects to the structures of
Phase I and III of the Grupo Santabaia and
to the Zona de Cizalla Dúctil del Rodicio
(figure 5); this discontinuity has been
interpreted as dextral break-up for which
(ROEL & TOYOS 1993) estimate a displacement of 8 km; 2) the existence of a
combined system of Faults NNW-SSE
(Maceda)-NE-SW (Vila Real and Xinzo);
and 3) the existence of hydrothermal signs
(SOUTO 1996) in several points near the
Fault of Maceda (Baños de Molgas, Verín
and Chaves).
Therefore, the combination of efforts
in those two combined directions would
show the fragmentation of a very old surface, may be finiMesozoic, and its later
levelling down in several stages. The
absence of slope deposits with mapping
magnitudes supports the idea of a very old
event. The sequence of the tectonic risings
would be related, in a first moment, with
the NE-SW fracture and later on with the
NNW-SSE one. The relative dating is
based on two observations: 1) that the N
border of the graben of Xinzo de Limia is
truncated by the Graben of Maceda, which
indicates more antiquity of the graben of
Xinzo in relation to that of Maceda; and 2)
that the steep of the Fault of Maceda is
evened in Luintra by the R600 (Serra do
Figure 4. Hypothesis about the possible
work of blocks in the SE of Galicia during
the Alpine Orogeny. The grabens-tectonic
activity relationship is not evident, in view
of the advanced degradation of the morphostructural steeps; however, two significant structural lineaments are distinguished: the first one (NE-SW) would be associated to the “Basal Pyrenean Overthrust”
and would have worked as a transcurrent
fault with left movement in a first phase
(Phase I), defining a Pull-Apart basin in
Xinzo; the second lineament (NW-SE)
would be related to the “Fault System NWSE” and would have worked in a second
phase (Phase II) as a transcurrent fault
with right movement, defining the E border from the Graben of Maceda. The old
age of the tectonic activity would come
supported by the absence of significant
slope deposits and the levelling down of
the steep of the Fault of Maceda by the
plains R800 y R600; the preceding of the
NE-SW fracture in relation to the NW-SE
direction comes pointed by the fact that
the N border of the Graben of Xinzo is cut
short by the Graben of Maceda. Legend:
(look at figure 2).
Figure 5. Tectonic scheme from the Fault of Maceda in the Graben of Verín; simplified from the
Map nº 3 in (ROEL & TOYOS 1993). This fault, of NNW-SSE to NW-SE direction, would be related to the “Fault System NW-SE” which is observed round La Coruña and would have worked as
a transcurrent fault with right movement defining the E border from the Graben of Maceda during
the Alpine Orogeny; the supposed displacement in favour of this structural lineament would come
supported by the observation of a combined fault network (NW-SE / NE-SW), associated to hydrothermal expressions (SOUTO 1996), which would have affected with right transcurrent fault
(ROEL & TOYOS 1993) the structures of the Hercynian Phase III. Legend: (1) Stratigraphic unit.
(2) Anticlinal of Fase I. (3) Synclinal of Fase I. (4) Antiform of Fase III. (5) Synform of Fase III. (6)
Fault. (7) Direction of fault displacement. (8) The Rodicio’s Cizalla Ductile Zone.
Cabalo and Llanos de Monteverde), and in
Esgos by the R800 (Serra da Virxen do
Monte and Llanos de Cortacadela). All this
would indicate the precedence of the
steep of Maceda, in relation to the surfaces R800 and R600.
CONCLUSIONS
a) Eight different plains have been
recognized between the heights 1800 m
and 100 m. Its distribution has neither
equivalent areas, nor proportion to the
height. The most extensive plain would be
the R600, a General Surface in the sense
used by Martin Serrano (1989). Two types
of surfaces have been distinguished for its
origin: those of fluvial erosion (R1400,
R1200, R1000 and R600) and the etching or
of chemical erosion (R1600, R800 and
R400). Two types of surfaces have been distinguished for their morphology: the
Ramp Surfaces (Llanos de Puebla de Trives
and the R400); and the Hollow Surfaces
(Llanos de Chaguazoso, Llanos de Castro
Caldelas and the Serra de Queixa-S.
Mamede). These morphologies would
express different stages in the dismantlement of the plains of erosion. The Ramp
Surfaces would show the initial stage, with
prevalence of the areolar erosion; and the
Hollow Surfaces would show a more advanced stage, with prevalence of the linear
erosion by an organized network. The
importance of the hollow out would indicate the advance of the dismantlement.
b) The general alteration would be a
consequence of an arenization process,
associated to fluctuating redox conditions.
The variations observed would be due to
the substratum: the granite would be kao-
linized and the metamorphic lithologies
would show an argilic covering of motley
colours. The preservation of the basins and
remains of the regolith in the R1600 would
indicate that at these points of the massif
the glaciar erosion was not very strong.
c) The remains of erosive terraces
would correspond to old networks, nowadays hung and dismantled, which would
be associated to the elaboration and/or the
dismantlement of the plains; and in some
cases, they would be related to areas of
structural weakness, more changeable and
therefore more subject to erosion.
d) Two significant morphoestructural
directions are observed: NE-SW and
NNW-SSE. The NE-SW direction would
be a ramification of the Pyrenean Basal
Thrust, represented by the Fault of Vila
Real. The NNW-SSE direction would be
represented by the Fault of Maceda, a dextral directional fault. The sequence of tectonic pulses would be related, in a first
moment, to the NE-SW fracture and later
on to the NNW-SSE one. The NE-SW
direction would have conditioned the
orientation of the river Návea and the tectonic regimen in the Graben of Xinzo.
This is why the pattern of pull-apart type
basin is proposed, with a left directional
activity and certain inverse component.
During the activity of the NE-SW fractures a solidary behaviour is supposed to
the block formed by the Serra of QueixaSan Mamede, Surface of Chaguazoso and
Serra do Burgo.
e) The Graben of Xinzo is supposed
to be prior to that of Maceda, because its
borders are truncated by those of
Maceda. Concerning the activity of the
Fault of Maceda, it is synchronous or
prior to the plains R600 and R800, which
even the Fault steep in two points (Esgos
and Luintra).
ACKNOWLEDGEMENTS
We are much indebted to our colleagues
who have generously given us their opinions: J de Pedraza, J.M. Vilaplana, J. de D.
Centeno, A. Martín Serrano and E. de Uña.
Recibido: 10-II-03
Aceptado: 21-IV-03
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ISSN: 0213-4497
Evaluación de la calidad química del agua
de un pequeño manantial del macizo
granítico de A Coruña (NW España)
Evaluation of the water quality of a small
spring located in the granitic massif of A
Coruña (NW Spain)
RODRÍGUEZ BLANCO, M. L.1; TABOADA CASTRO, M. M.1
& TABOADA CASTRO, M. T.1
Abstract
The present work evaluates the water quality of a small spring that surfaces from the
granitic massif of A Coruña. Several physico-chemical parameters, major ions, some
nitrogenated ions and certain trace metals were determined. The results were compared
with the values established by Spanish Law for drinking water. The data suggest incipient nitrogen contamination, given ammonium concentrations surpassed the maximum threshold values in some samples and guide levels on several occasions. Nitrates,
like sulfates and chlorides, surpassed the recommended values in practically all samples
and sodium in many cases. However, trace metal levels were below the established
values, with the exception of aluminum and zinc in one sample.
Key words: Water quality, spring, physico-chemical parameters, major ions, nitrogenated ions, trace metals
(1) Facultad de Ciencias, Universidad de A Coruña. A Zapateira, 15071 A Coruña, España. E-mail:
[email protected]
302 Rodríguez Blanco et al.
INTRODUCCION
Dentro del ciclo hidrológico, las aguas
subterráneas son fundamentales tanto
como fuente de agua potable para la sociedad como para el mantenimiento de
muchos ecosistemas acuáticos. No obstante, cada vez es más común el incremento
de ciertos elementos químicos en las aguas
causado por prácticas humanas inadecuadas, ocasionando su inutilización para un
uso determinado. Así FARINAN et al.
(1994) indican que la mayor proporción
de las aguas degradadas en el mundo se
debe a la acción antrópica.
En España los problemas de contaminación de las aguas subterráneas son
importantes. Según indicaciones del
MIMAM (2000), el 63% de las unidades
hidrológicas presentan grados considerables de contaminación, encontrándose el
26% de las unidades con concentraciones
muy altas de contaminantes. Existe por
una parte la contaminación natural, esto es
debida a la naturaleza geológica del subsuelo. Un ejemplo de ello son los depósitos evaporíticos que inducen la presencia
de sulfatos y cloruros en cantidades que
pueden ser excesivas para usos potables,
algunos usos industriales e incluso a veces
para los regadíos.
Entre las actividades que pueden causar la contaminación de las aguas subterráneas se incluyen la actividad industrial y
urbana, siendo la primera más variada y
peligrosa que la segunda en cuanto a los
productos objeto de vertido. La contaminación generada por la actividad urbana a
través del vertido de residuos sólidos,
efluentes líquidos domésticos, lavado de
calles, fugas de colectores y alcantarillas,
fugas de fosas sépticas, etc… ( FEIGIN et
al., 1991; FOPPEN, 2002), se manifiesta
por aportaciones significativas de materia
orgánica soluble, nitrógeno orgánico y
amoniacal, nitratos y nitritos, fósforo,
potasio, cloruros, boro, metales, ácidos y
bases, así como posible contaminación
bacteriológica
(MOPTMA-MINER,
1994; NIÑEROLA PLÁ, 1998).
Otro factor desencadenante de contaminación es la intrusión mariana. La
explotación intensiva de las aguas subterráneas puede facilitar el que las aguas
salinas invadan la zona de aguas dulces,
por desplazamiento de la interfase entre
los dos tipos de aguas (MIMOUNI et al.,
1991, LLAMAS et al., 2000). Esta intrusión supone un aumento progresivo de la
mineralización y por consiguiente el deterioro de la calidad del agua.
Las actividades agrícolas y ganaderas
son fuentes de gran importancia en la contaminación de las aguas. El uso de fertilizantes y plaguicidas en concentraciones
elevadas conllevan a infiltraciones hacia las
aguas, lo que en muchos casos ha puesto
en peligro la calidad de los recursos hídricos e incluso se ha llegado a su inutilización. Paralelamente a esto se han incrementado los impactos ambientales a causa
de prácticas de cultivo inapropiadas, regadio intensivo, sustitución de rotación de
cultivos por monocultivo, ocasionando
problemas de degradación de suelos que
repercuten en la calidad de las aguas subterráneas (CANDELA LLEDO, 1998).
Las actividades ganaderas son un foco
importante de contaminación microbiológica de las aguas como consecuencia, sobre
todo, del uso de sus deyecciones como
abono. Entre los contaminantes inorgánicos derivados de ellas se encuentran los
nitratos y los metales pesados. Estos últimos pueden ser aportados como impurezas
de algunos abonos, como sucede por ejemplo con el cobre en relación al abonado de
porcino (MEEUS-VERDINNE, 1986;
CASTRO INSUA, 1997). El vertido de
purines y los desechos provenientes de la
ganadería son la principal causa de contaminación de las zonas ganaderas de
Galicia, cuyos contaminantes más significativos son los compuestos nitrogenados
(XUNTA DE GALICIA, 1991; LÓPEZ
PERIAGO et al., 1994; SAMPER et al.,
1997; MOLINERO et al., 1999; DÍAZFIERROS, 2000; TABOADA et al., 2003)
y la contaminación bacteriológica
(ARAUJO, 1993; DIAZ-FIERROS &
NUÑEZ, 1995; ARAUJO et al., 1996).
Con el fin de delimitar la aptitud del
agua para diferentes usos, existe una normativa que especifíca los criterios de calidad para consumo humano, vida piscícola, riego y baño.
El objetivo de este trabajo es evaluar la
calidad química del agua de un manantial
que aflora dentro del macizo granítico de A
Coruña (NW España), para lo cual se han
determinando diversos parámetros físicoquímicos, los iones mayoritarios, así como
iones nitrogenados usados frecuentemente
como indicadores de contaminación de las
aguas y algunos metales traza. Los resultados obtenidos se comparan con los valores
guía establecidos por la Reglamentación
Técnico-Sanitaria para el Abastecimiento
y Control de la calidad de las aguas potables de consumo público en España (R.D.
1138/1990).
Evolución de la calidad química 303
MATERIAL Y MÉTODOS
Características del área de estudio
El manantial se encuentra en los
Montes de A Zapateira, localizados en la
zona elevada del macizo granítico de A
Coruña. Las características del área de
estudio han sido descritas en un trabajo
previo (RODRÍGUEZ BLANCO et al.
2003) por lo que aquí sólo se presenta una
breve síntesis. Se ubica en una zona de
ladera, sobre granodiorita tardía caracterizada por un elevado contenido de SiO2 y
Al2O3, predominio del K2O sobre el
Na2O y escasez de calcio (IGME, 1981).
Desde el punto de vista hidrogeológico
son rocas de baja permeabilidad, reduciendose la acumulación de agua a las zonas de
fractura (XUNTA DE GALICIA, 1999;
IGME, 1981).
El punto de muestreo se ubica en un
área de la ladera con suelos de escaso
espesor, que está dedicada a monte de
eucaliptos, con algún pino disperso y
abundante matorral bajo formado básicamente por tojos, aúnque en la zona son
frecuentes las urbanizaciones y las viviendas unifamiliares, que en algún caso no
disponen de alcantarillado. También son
importantes las áreas escolares y el
Campus Universitario y escasas las parcelas dedicadas a cultivo.
Toma de muestras
Las muestras de agua se tomaron
manualmente en un punto (P1) situado a
unos 50 m de distancia del manantial, a
través de los cuales el agua fluye superficialmente ladera abajo.
Se realizaron tres campañas de muestreo, recogiendo un total de 163 muestras.
La primera se efectuó entre noviembre de
1997 y marzo de 1998 (46 muestras), la
segunda entre febrero y junio del año 2000
(36 muestras) y la tercera entre febrero y
diciembre del 2002 (81 muestras).
Métodos analíticos
Las muestras se filtraron a través de filtros Millipore Millex-HN 0,45 µm.
Durante las dos primeras campañas se analizaron Ca+2, Na+, K+, NO3-, Cl- y
NH4+, así como pH y conductividad
eléctrica
mediante
la
Sonda
Multiparamétrica Hydrion-10, un instrumento analítico basado en el empleo de
electrodos selectivos, que permite realizar
análisis simultáneos en aguas de una serie
de parámetros físico-químicos de una
forma más rápida y económica que los
métodos convencionales, según se ha comprobado en DIÉGUEZ VILLAR (1998) y
en TABOADA et al. (2000).
En la tercera campaña, además de los
parámetros citados, con la excepción de
NH4+ y conductividad eléctrica, se midió
la temperatura y se analizaron los siguientes aniones: SO42- por electroforesis capilar, Mg2+, Al, Mn, Cu y Zn por ICP-MS y
Fe mediante Plasma Screen.
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
En las tablas 1, 2 y 3 se recogen los
valores medios y el rango de variación de
la temperatura, pH, CE y aniones analizados durante las diferentes campañas en el
punto P1. En la tabla 4 se reproducen los
niveles guía y las concentraciones máxi-
mas admisibles de los parámetros analizados establecidos por la legislación española para las aguas potables de consumo
público (R.D. 1138/1990). En esta misma
tabla se muestra la frecuencia de los parámetros que superan el valor guía y el
valor máximo.
La temperatura del agua durante la
tercera campaña osciló entre 10 y 19ºC
presentando un valor medio de 14,89ºC,
encontrándose siempre por debajo del
límite máximo establecido por el R.D
1138/1990.
El valor medio de pH fue ligeramente
superior a la neutralidad, situándose dentro del rango característico de las aguas
naturales (6,5-8,5). La CE mostró valores
muy bajos durante las dos campañas en las
que ha sido analizada (tabla 1). El valor
más bajo fue de 243 y el más alto de 294
µS/cm, por lo tanto inferiores al valor guía
para aguas de consumo público (400
mS/cm). Los datos de conductividad indican que se trata de un agua de mineralización media (conductividad eléctrica comprendida entre 200 y 333 µS/cm) de
acuerdo con la clasificación dada por
RODIER (1990). Este resultado concuerda con los obtenidos por SORIANO y
SAMPER (2000) en aguas subterráneas de
la cuenca del río Valiñas (afluente del río
Mero cercano a los Montes de A
Zapateira) que circulan por materiales
geológicos similares a los del manantial
objeto de estudio.
En cuanto a los aniones (tabla 1), las
concentraciones medias de cloruros y
nitratos están bastante próximas entre las
tres campañas y entre sí. Los valores
medios de cloruros ascienden a 29.88,
33.88 y 28.63 mg/L, situándose la con-
Tabla 1. Valores medios y rango de variación de los parámetros físico-químicos y aniones analizados (C1: campaña 1; C2: Campaña 2; C3: Campaña 3).
Tabla 2. Valores medios y rango de variación de los cationes analizados durante las diferentes campañas de muestreo.
Tabla 3. Valores medios y rango de variación de los metales traza.
centración máxima en 37.90, 41.80 y
38.40 mg/L para la primera, segunda y
tercera campaña respectivamente, con un
rango de variación muy próximo entre
campañas, del orden de 13 mg/L. De las
163 muestras, 162 presentaron una concentración mayor del valor guía, cifrado
para este anión en 25 mg/L (tabla 4).
Los contenidos medios de nitratos se
situaron en 29.41, 31.83 y 33.16 mg/L
para la primera, segunda y tercera campaña respectivamente, lo que denota una
ligera tendencia ascendente en la evolución temporal de este ión. En ningún caso
alcanzó el umbral de 50 mg/L establecido
en la Reglamentación Técnico Sanitaria,
siendo los valores máximos de 37.90, 38 y
40.90 mg/L. Sin embargo, un amplísimo
número de muestras (160 de 163 analizadas) superaron el nivel guía (25 mg/L), tal
como se aprecia en la tabla 4.
Los sulfatos, analizados en la última
campaña, oscilaron entre 33,60 y 44,60
mg/L, situándose la media en 38,83
mg/L, encontrándose siempre por encima
del valor guía.
Respecto a los cationes (tabla 2), los
valores promedio de calcio y sodio presentan una gran similitud, siendo del orden
de 20 mg/L en las tres campañas. El rango
de variación es en ambos casos más elevado en la primera campaña, siguiéndole la
tercera y por último la segunda. Destacan
los elevados valores de sodio, que en su
mayor parte sobrepasaron el valor guía,
hecho que nunca ocurre con el calcio.
El potasio, aúnque es el álcali predominante en las granodioritas de la zona
(IGME, 1981), se distancia mucho de los
valores de calcio y sodio en las aguas.
Presenta durante las tres campañas valores
promedios muy uniformes, ligeramente
superiores a 2 mg/L, siéndo el valor máximo encontrado de 5,04 mg/L. Es decir, no
Tabla 4. Niveles guía y máximos para aguas de consumo público (RD 1138/1990) y frecuencia de
los parámetros analizados que superan dichos niveles.
alcanzó en ningún caso el nivel guía cifrado en 10 mg/L para aguas de consumo,
contrariamente a lo observado por
SORIANO y SAMPER (2000) en algunas
muestras de aguas subterráneas de la cercana cuenca del río Valiñas en las que
incluso se llegó a superar el limite admisible (12 mg/L).
Las concentraciones de magnesio oscilaron en la tercera campaña entre 5,30 y
7,90 mg/L, obteniéndose como valor
medio 6,01 mg/L. Estos valores están
muy alejados del nivel guía para aguas de
consumo (fijado en 30 mg/L), sin embargo son ligeramente superiores a los
encontrados en un estudio efectuado por
EPTISA e IDASA en 1991 (XUNTA,
1991) en aguas de la zona norte y noroeste de Galicia, que cifran el valor más elevado en 4 mg/L.
En lo que respecta al ión amonio, su
presencia en las aguas en general se considera como una indicación de contaminación reciente y peligrosa. En la primera
campaña osciló entre 0 y 0,23 mg/L,
sobrepasando únicamente 6 muestras de
las 25 analizadas el valor guía, mientras
que en la segunda este valor lo sobrepasaron la totalidad de las muestras, alcanzando una concentración máxima de 1,26
mg/L (tabla 2). Por otra parte, cabe resaltar que en el 16% de las muestras en las
que fue analizado superó la concentración
máxima admisible, lo que indica que existe una contaminación incipiente nitrogenada en el manantial.
En Galicia las concentraciones elevadas de compuestos nitrogenados en las
aguas, se asocian frecuentemente con la
actividad agropecuaria (LÓPEZ PERIAGO et al., 1994; TABOADA et al.,
2003), sin embargo ésta es muy escasa en
la zona de estudio, por lo que no cabe
esperar un alto aporte de abonos nitrogenados a los suelos y en consecuencia su
transferencia a las aguas sería más bien
pobre. Como se indicó anteriormente la
presencia de amonio en las aguas se relaciona con episodios recientes de contaminación. Si se tiene en cuenta que además
de los fertilizantes y abonos, elevadas
cantidades de este ión en las aguas tambien se atribuyen a aguas residuales
(SORIANO y SAMPER, 2000) se podría
considerar su presencia en el agua del
manantial ligada a algún escape de las
fosas sépticas de viviendas particulares
situadas en las cercanías del área de estudio. De hecho los efluentes domésticos
junto con el abonado orgánico constituyen dos causas fundamentales de contaminación de las aguas en Galicia (LÓPEZ
PERIAGO et al., 1994; ARAUJO et al.,
1996; DIAZ-FIERROS, 2000; SORIANO & SAMPER, 2000).
Por último, en lo referente a los 5
metales traza estudiados, se deduce que el
agua presenta contenidos muy bajos de
estos metales. El cobre no llegó a alcanzar
el límite de detección, mientras que el
aluminio es el mayoritario. Atendiendo a
los valores medios se obtuvo el siguiente
orden de abundancia: Al>Zn>Fe>Mn. El
aluminio presenta un alto rango de variación (2-52,10 µg/L) que tan sólo es superado por el zinc (0,33-146 µg/L) a causa
de la existencia de una muestra con una
concentración anómala, quizás fruto de
alguna fuente superficial puntual contaminante. Únicamente aluminio y zinc
sobrepasaron el valor guía en una proporción pequeña de análisis.
CONCLUSIONES
A partir de los resultados de los parámetros físico-químicos de las muestras
analizadas y teniendo como referencia la
Reglamentación Técnico-Sanitaria para el
abastecimiento y control de calidad de las
aguas potables de Consumo Público, que
nos indica los rangos a partir de los cuales
un agua es declarada apta para consumo
humano, se puede concluir que el agua
presenta una incipiente contaminación
nitrogenada, superándo el amonio el límite máximo en un 16% de las muestras y el
nivel guía en el 60%. Por otra parte, exis-
te un riesgo potencial de contaminación
por sulfatos, nitratos y cloruros, sobrepasando sus concentraciones, en todas o en la
práctica totalidad de las muestras el
umbral guía de 25 mg/L.
Los contenidos de calcio, magnesio y
potasio se encuentran muy alejados de los
valores guía, contrariamente a lo que ocurre con el sodio que los supera (20 mg/L)
en el 66% de las muestras. De los metales
tan sólo aluminio y zinc superan dicho
umbral en un 1% de las muestras.
Recibido: 03-VI-03
Aceptado: 14-VII-03
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Caracterización micromorfológica de
costras sedimentarias desarrolladas en
suelos agrícolas en Galicia (NW España)
Micromorphological characterization of
sedimentary crusts developed in agricultural
soils in Galicia (NW, Spain)
TABOADA CASTRO, M. M.1; LE BISSONNAIS, Y.2; COUSSIN, I.2
& PAZ GONZÁLEZ, A.1
Abstract
This work presents the morphological characterization of sedimentary crusts of an agricultural soil, taken from two areas of different microrelief and formed by the action of
the precipitation itself. Approximate thickness, porosity and other characteristics were
evaluated using the description of thin sections by optical microscopy and scanning electron microscopy.
Notable morphological variation was observed when the crusts studied were compared
in terms of the number and disposition of microhorizons, presence of oriented particles,
degree of classification of particles and abundance of fine material that could be attributed to the action of the microrelief on the transport of materials and the sedimentation conditions.
Key words: Sedimentary crust, thin section, microhorizons, optical microscope, scanning electron microscope.
(1) Facultad de Ciencias. Universidad de A Coruña. A Zapateira, 15071 A Coruña, España.
(2) INRA. Unité de Science du Sol-SESCPF. Orleáns. Francia.
312 Taboada Castro et al.
INTRODUCCIÓN
En comparación con zonas naturales o
en aquellas en las se han llevado a cabo
obras de ingeniería civil, en las que los rasgos erosivos tales como las incisiones de
regueros y cárcavas permanecen visibles
una vez que han sido formados, la degradación de los suelos en los campos agrícolas no es tan claramente manifiesta ya que
las prácticas de laboreo eliminan periódicamente estos rasgos erosivos superficiales
(De ALBA et al., 2003). Sin embargo, el
paisaje agrícola gallego se caracteriza por
la presencia generalizada de costras superficiales cuyo desarrollo y evolución está
relacionado con el tipo de suelo, la precipitación, las prácticas agrícolas y la topografía del terreno.
El desarrollo de una costra es un proceso dinámico y su morfología evoluciona al
ir aumentando la precipitación (CHEN et
al., 1980). Para poder evaluar la intensidad y/o gravedad de la degradación de la
superficie del suelo es interesante identificar los diferentes tipos de costra. En este
sentido, WEST et al. (1990) o posteriormente VALENTIN & BRESSON (1992)
propusieron modelos generales que explican el desarrollo de costras superficiales.
De modo general, en la dinámica de los
procesos de encostrado se reconocen dos
tipos fundamentales de costra, estructural
y sedimentaria.
Las costras estructurales se forman “in
situ” mediante procesos directamente
relacionados con el impacto de las gotas
de lluvia y la humectación generalmente
rápida de la superficie. En ellas se han
podido identificar uno o incluso más
microhorizontes, que consisten en niveles
más o menos potentes (1-10 mm) con
porosidad muy poco desarrollada y diámetro medio de poro inferior al del material subyacente, formadas por partículas
desprendidas de los agregados por acción
de la precipitación, reordenamiento de
partículas, y fragmentos de agregados y
elementos estructurales más o menos coalescentes. La alteración morfológica más
frecuente asociada con esta capa desorganizada es la modificación del sistema
poroso, y la presencia de estructuras derivadas de fenómenos de eluviación e iluviación que pueden presentarse en el
interior o sobre la misma.
Generalmente, se admite que la formación de una costra estructural supone
una reducción de la porosidad que oscila
entre el 30 % y el 90 % de la original
(PAGLIAI et al., 1983; NORTON, 1987;
WEST et al., 1990).
Si bien, como se acaba de mencionar las
costras estructurales se forman por reorganización de partículas, de tal modo que el
desplazamiento de los fragmentos es mínimo y están ausentes tanto la granoclasificación como los procesos de sedimentación, la formación de costras sedimentarias
se atribuye al transporte inducido por el
flujo de agua y la deposición de partículas
individuales y microagregados desde zonas
topográficas relativamente altas a posiciones bajas del relieve.
Morfológicamente, la mayor parte de
las costras sedimentarias han sido descritas
como láminas o capas múltiples de partículas o microagregados que se depositan
de modo discordante sobre una costra
estructural o suelo no alterado (KOOISTRA & SIDERIUS, 1986; NORTON &
SCHRÖEDER, 1987; BRESSON &
BOIFFIN, 1990).
En cuanto a su génesis, se considera
que cada lámina es consecuencia de un
único episodio de lluvia y entre uno y otro
se aprecian variaciones en cuanto al tamaño de grano y a la distribución granulométrica en función del microrrelieve de la
superficie, las características del episodio
de precipitación y las circunstancias en las
que se originó el flujo que transportó estos
materiales. En la mayor parte de los casos,
las costras sedimentarias no presentan
estructura pero han sido identificados
tanto microagregados redondeados
(FALAYI & BOUMA, 1975; BRESSON
& BOIFFIN, 1990) como fragmentos que
previamente habían formado otras costras
(COURTY, 1986).
Aúnque generalmente las costras sedimentarias están formadas por varias capas,
algunos autores observaron costras sedimentarias con una sola capa y la atribuyeron a
intensidades constantes de precipitación
(FALAYI & BOUMA, 1975; ARSHAD &
MERMUT, 1988; WEST et al., 1990).
Las principales características observadas tras la formación de una costra sedimentaria están relacionadas con el espesor
de las capas, las modificaciones de la porosidad y las características hidráulicas que
difieren del material subyacente.
El espesor varia considerablemente en
función de la microtopografía y las características de la sedimentación. Cuando la
costra sedimentaria cubre áreas extensas,
los espesores medidos oscilan entre 0,6
mm (VALENTIN & RUÍZ FIGUEROA,
1987) y 20 mm (BRESSON & BOIFFIN,
1990), aunque en general se sitúan entre 3
y 5 mm. En las depresiones depende de la
profundidad de estas y frecuentemente es
del orden de varios centímetros.
Caracterización micromorfológica 313
Dado que las costras sedimentarias, en
general, no tienen estructura, los poros
pueden considerarse de tipo primario, es
decir, formados durante el proceso de acumulación de partículas. Su tamaño y
número depende de la granulometría, y el
grado de clasificación de los materiales
que las originan. En muchos trabajos se ha
observado que en las costras de este tipo no
existen macroporos o bien que su número
está muy limitado (COURTY, 1986;
KOOISTRA & SIDERIUS, 1986;
PAGLIAI, 1987; ARSHAD & MERMUT,
1988). En general, las costras formadas a
partir de capas con granos gruesos o
microagregados tienen mayor porosidad
total que las formadas a partir de elementos de tamaño más fino.
VALENTIN & RUÍZ FIGUEROA
(1987), observaron que las costras sedimentarias desarrolladas a partir de un
suelo limo-arenoso presentaban entre un 8
y un 14 % de poros mayores que 0,075
mm, mientras que el mismo suelo no
encostrado tenía un 35 % de poros superiores a 6 mm de diámetro. NORTON
(1987) en superficie con surcos observó
que la costra sedimentaria en las zonas de
menor relieve presentaba menos del 5 %
de poros mayores de 0,02 mm de diámetro, hasta la profundidad de 10 mm.
También comprobaron que la costra sedimentaria tenía menos porosidad que una
costra estructural formada en el mismo
suelo bajo otro tipo de cultivo.
Asociados a costras sedimentarias pueden aparecer vesículas o poros circulares
inmediatamente por debajo de la superficie (COURTY, 1986; KOOISTRA &
SIDERIUS, 1986; VALENTIN & RUÍZ
FIGUEROA, 1987). Su formación se rela-
ciona con la presencia de aire atrapado en
los niveles más superficiales, tras la formación de charcos de agua en períodos de
precipitación intensa. Debido al agua
encharcada y al pequeño tamaño de los
poros de la matriz arcillosa, el desplazamiento de aire está muy limitado, siendo
reemplazado en los poros por el agua que
se infiltra poco a poco.
Las vesículas pueden suponer una proporción importante de la porosidad total
de una costra sedimentaria. Sin embargo,
como en general no hay conexión entre
ellas su contribución a la transmisión de
agua es prácticamente nula. Por lo tanto,
la medida de estos poros ineficaces para el
flujo de agua, puede enmascarar la relación entre la porosidad eficaz y la intensidad de flujo de agua a través de costras
sedimentarias.
En este trabajo se efectua la caracterización micromorfológica de dos costras
sedimentarias formadas en un suelo
agrícola de textura media. Dichas costras se originaron bajo la acción de la
misma precipitación en dos zonas con
distinto microrrelieve. Se evaluan en
términos aproximados el espesor, porosidad y otras características, a partir del
estudio de láminas delgadas observadas
con microscopio óptico y microscopio
electrónico de barrido.
MATERIAL Y MÉTODOS
Características del área estudiada
Se tomaron dos muestras de costra
sedimentaria en una parcela situada en
Liñares-Culleredo (A Coruña, NW
España), formada sobre esquistos básicos
del Complejo de Órdenes. La parcela, con
una extensión de 0.296 ha, forma parte de
una explotación tradicional dedicada a
maíz desde 1997, como único cultivo
anual, permaneciendo el resto del año el
suelo a barbecho.
Muestreo y preparación de láminas
delgadas
El muestreo se realizó en invierno a
finales del mes de enero de 2000. La
parcela se encontraba a barbecho desde
el otoño anterior, después de haber efectuado un pase de fresa tras la recolección del maíz.
Las muestras se tomaron en cajas
Kubiena, en una zona de cabecera labrada
a favor de la máxima pendiente (Li1) y en
una zona de topografía llana entre las líneas de fresado (Li3). Se prepararon láminas
delgadas siguiendo el protocolo del INRA
de Orleáns-Francia (Le LAY, 1997), y se
observaron al microscopio óptico y
microscopio electrónico de barrido (MEB).
A partir de las láminas delgadas, se realizaron descripciones generales referidas a la
zona alterada y al material subyacente.
La descripción se efectuó en base a
características tales como presencia o
ausencia de costra, número y espesor de las
bandas, abundancia tipo y forma de los
poros, así como tamaño, orientación y disposición de las partículas. También se
tuvieron en cuenta la existencia de zonas
de transición tanto entre bandas como
entre zona de costra y material subyacente
y disposición del material en ambas zonas.
Así mismo se efectúan comparaciones
atendiendo a la presencia de diferencias
mineralógicas, cambios de color del material y, sobre todo, diferencias de porosidad.
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
A continuación, se presentan los resultados de la observación de láminas delgadas con microscopio óptico y microscopio
electrónico de barrido en dos muestras
procedentes de la parcela de Liñares (Li1 y
Li3). La formación de costras sedimentarias e incluso aparición de regueros es
habitual en esta parcela. En trabajos previos se han descrito estos fenómenos
(VALCÁRCEL, 1999; TABOADA CASTRO, 2001) bajo diferentes condiciones
de laboreo durante los años 1997-2000.
microtopografía se observaron zonas alternas de erosión y de sedimentación. La
muestra Li1 se tomó sobre una pequeña
hondonada local que contenía materiales
arrastrados no sólo desde el entorno inmediato (centimétrico) sino también de distancias métricas y tal vez decamétricas.
La muestra Li3 se tomó en una zona
localizada entre los surcos de fresa en la
que la costra sedimentaria también presentaba un espesor notable. En este caso
los materiales que formaron la costra procedían en su mayor parte de distancias de
pocos decímetros.
Descripción agronómica y estado
de evolución de la parcela
Caracterización de las costras sedimentarias
La parcela de Liñares fue fresada en
noviembre de 1999. Esta labor originó un
importante microrrelieve pero no desmenuzó totalmente el suelo ni los restos de
las cañas de maíz. La precipitación acumulada entre el laboreo del suelo (noviembre
de 1999) y la toma de muestra (27 de
enero de 2000) fue de 217.7 mm. La
superficie del suelo había evolucionado
notablemente desde el estado inicial, de
modo que la costra sedimentaria se había
extendido desde las primeras hondonadas
en que se observó y en donde también presentaba mayor espesor, a más del 90% de
la superficie de la parcela.
La muestra Li1 procedía de una zona
con una pendiente fuerte, de aproximadamente 19-20 %, que correspondía con la
cabecera de la parcela, y además, estaba
labrada en la dirección de la máxima pendiente. En consecuencia, en esta área predominaba la erosión y se formaron pequeños regueros; no obstante, a favor de la
En la figura 1 se presentan fotografías a
tamaño natural de una sección pulida de
las muestras Li1 y Li3, pudiendo apreciarse el importante espesor de la costra sedimentaria (mayor de 1.5 cm en ambas). A
esta escala, en Li1 se reconocen detalles
como la presencia de un fragmento vegetal
en la base de la zona encostrada y una
grava de dimensiones centimétricas que
ocupa la zona central del material subyacente a la costra; además en la base de Li1
se observa una mayor abundancia de materiales finos y plasma que en capas más
recientes de la misma. El aspecto fluidal
de la sección pulida de esta muestra es
muy aparente, indicando que procede de
una zona en donde se estaba produciendo
arrastre de materiales. En Li3 se observan
un mayor número de bandas que presentan mayor horizontalidad que en Li1.
Las observaciones con microscopio
óptico y electrónico de láminas delgadas
de la muestra Li1 permitieron diferenciar
Figura 1. Sección pulida de láminas delgadas de las muestras Li1 (izquierda) y Li3 (derecha) a tamaño natural.
con claridad al menos cuatro bandas sedimentarias, que posiblemente sean consecuencia de la sedimentación de materiales
durante otros tantos episodios importantes
de lluvia; además en algunas zonas del
transecto vertical parece que se individualizan otras bandas, más difíciles de diferenciar, que se formarían como consecuencia de episodios menores, que originarían
fenómenos de arrastre también más limitado (figuras 2 y 4). En las cuatro bandas
más importantes se aprecia con frecuencia
granoselección y al mismo tiempo los
sucesivos microhorizontes buzan siguiendo la dirección de la pendiente. También
se observó una diferenciación entre la zona
encostrada y el material subyacente que se
presenta homogéneo (figura 3) y en el que
aumenta de modo significativo el número
y el tamaño de los poros, como se describe
mas detalladamente a continuación.
En la figura 2, se presentan microfotografias al microscopio óptico con luz normal y polarizada de tres zonas de la costra
de la muestra Li1, que corresponden a la
superficie (a y b), el interior (c y d) y la
parte inferior de la costra (e y f) y en la
figura 3 se puede apreciar el material subyacente a la costra. Con luz polarizada los
granos minerales tienen colores claros, los
agregados oscuros y los poros grisáceos; el
contraste entre microfotografías tomadas
con luz normal y luz polarizada, permite
diferenciar mejor estos tres elementos. Al
comparar ambas fotografías se comprueba
el contraste entre las mayores dimensiones
de las partículas de la costra y la zona del
material subyacente. La estructura del
material subyacente permaneció relativamente inalterada y la costra está caracterizada por el colapso de la estructura original y la presencia de fragmentos de menores dimensiones.
Comparando las figuras 2 y 3 también
se observan ya diferencias en cuanto a la
importancia que cobra la porosidad en la
capa sedimentaria y el material subyacente, como consecuencia del empaquetamiento más denso de las partículas que
constituyen la costra.
a) Superficie, luz normal
b) Superficie, luz polarizada
c) Interior, luz normal
d) Interior, luz polarizada
e) Base, luz normal
f) Base, luz polarizada
Figura 2. Secciones de la muestra Li1 al microscopio óptico con luz normal y luz polarizada, que
corresponden a la superficie, el centro y la base de la costra.
Figura 3. Secciones de la muestra Li1 al microscopio óptico con luz normal y luz polarizada, que
corresponden al material subyacente.
Para el estudio con el microscopio electrónico de barrido, se tomaron en primer
lugar secuencias de microfotografías a 30
aumentos desde la superficie hasta el
material subyacente; a continuación se
tomaron imágenes con mayores aumentos,
lo que permitió comparar la morfología de
la costra sedimentaria y el material subyacente no alterado.
En la figura 4 se presenta un transecto
formado por superposición de sucesivas
microfotografías al microscopio electrónico de barrido a 30 aumentos, con un espesor total superior a los 15 mm. Este transecto permite apreciar las cuatro bandas
principales, orientadas en el sentido de la
pendiente, y que se diferencian entre sí por
el color y localmente por la granoselección; la orientación resulta particularmente evidente por la disposición de los minerales que se presentan en laminillas. Vista
en conjunto, se aprecian en la costra discontinuidades y oscilaciones en cuanto al
tamaño de grano y la distribución granulométrica, que deben de estar relacionadas
con los episodios de precipitación y carac-
terísticas del flujo que aportó los materiales sedimentarios y las interacciones de los
mismos con el microrrelieve.
La banda más próxima a la superficie
está formada por partículas relativamente
grandes, con tamaños que oscilan predominantemente de 0.1 a 0.2 mm, pero que
pueden alcanzar hasta 0.5 mm a lo largo del
eje mayor. Por tanto, se aprecia cierta selección por diámetros de partículas frecuentemente angulares o subangulares, de modo
que se diferencia de las bandas vecinas por
la menor abundancia de materiales laminares. En la figura 5 (a y b) se puede observar
con más detalle (x121) la disposición de las
partículas en esta capa. El límite entre la
primera y la segunda banda tiene una inclinación importante, mayor de 30º. El color
de esta banda es más claro que el de la
inmediatamente inferior, lo que se debe a
que el plasma es muy poco abundante y las
partículas, en una mayor parte de naturaleza mineral, son de colores claros. La orientación del material es caótica. La porosidad
es muy baja, inferior al 10% y predominan
los poros de forma redondeada.
Figura 4. Microhorizontes en un transecto de la
costra sedimentaria de Li1 al MEB (x 30).
La segunda banda está formada por partículas de menor tamaño y mejor clasificadas que las de la banda de la superficie. No
se aprecia una zona de transición brusca
con un límite claro entre esta banda y las
vecinas; aunque está separada de la tercera
por una capa de partículas similares en
aspecto y tamaño a las de la primera capa.
Por tanto, la segunda banda se presenta
como una formación aproximadamente
simétrica, en cuya parte central el plasma
es relativamente más abundante y los fragmentos menos frecuentes. En conjunto, la
segunda capa presenta un color más oscuro
que la primera y la tercera lo que se puede
atribuir a que el plasma es más abundante
en ella que en las dos vecinas. El aspecto de
las partículas de esta capa a mayores
aumentos (x121) se puede observar en dos
microfotografías (figura 5 c y d) apreciándose como partículas con diferentes aspectos que contrastan entre sí, subredondeadas
y laminares se encuentran superpuestas
unas a otras; el contraste es mayor dado que
las formas laminares tienden a presentar
una orientación preferencial.
a) Primera banda (x 121)
b) Primera banda (x 121)
c) Segunda banda (x 121)
d) Segunda banda (x 121)
Figura 5. Microfotografías con detalles de la costra sedimentaria y del material subyacente de la costra sedimentaria de la lámina delgada Li1.
La tercera banda está bien definida por
el color más claro que la hace destacar
sobre el conjunto de la costra. El tamaño
de partícula es muy heterogéneo y los
materiales de mayores dimensiones, de
hasta 250-300 µm a lo largo del eje principal, presentan un aspecto similar a los
de la primera capa, en la superficie de la
costra. Los fragmentos de agregados y
partículas están superpuestas unas en relación a otras, siendo notable la orientación
de los elementos laminares. La transición
de la banda subyacente de color más oscu-
ro es brusca, con un límite neto entre
ambos. Una particularidad de la tercera
banda es el desarrollo de poros alargados y
estrechos, que se aprecian en sección longitudinal y transversal, con diámetros en
general inferiores a 100 µm, que se comunican entre ellos.
La cuarta banda, situada justo por encima del material subyacente es una zona
relativamente ancha, bien delimitada y de
color más oscuro que los restantes; debido
a la mayor abundancia de plasma. Se aprecia como una microformación bien delimi-
e) Cuarta banda (x 121)
f) Cuarta banda (x 121)
g) Material subyacente (x 121)
h) Material subyacente (x 121)
Figura 5. Continuación.
tada de las bandas suprayacentes y el
material subyacente. Las partículas esferoidales son de pequeñas dimensiones en
relación con otras capas, generalmente
menores de 100 µm. Las partículas laminares, relativamente abundantes y menores que las laminillas similares de otras
bandas, presentan una clara orientación y
están superpuestas, como se aprecia en la
figura 5 (e y f) en donde se presentan
microfotografias de la cuarta banda a 121
aumentos. En conjunto, este microhorizonte tiene aspecto de masa compacta formada por fragmentos y partículas relativamente pequeñas ensambladas por plasma
en los que apenas se observan poros.
El material subyacente de la muestra
Li1 limita con la cuarta banda, en la base de
la costra por una zona de transición estrecha
y discontinua, que puede representar el vestigio de una costra estructural, anterior al
aporte de materiales alóctonos que constituyen la costra sedimentaria formada por
las cuatro bandas principales antes descritas. Entre la banda inferior de la costra y el
material subyacente no hay un verdadero
cambio de color, pero en este último se
aprecian partículas de grandes dimensiones
mayores de 500 µm que son relativamente
abundantes y le confieren más claridad. El
material subyacente de tamaño muy heterogéneo presenta partículas más o menos
angulares, subangulares y laminares de
tamaño superior al de los que constituyen
las sucesivas bandas de la costra.
En el material subyacente ya se aprecia
cierta proporción de plasma que se
encuentra enlazando y cementando estas
partículas. También queda patente un sistema de poros en general redondeados con
dimensiones con frecuencia mayores de
100 µm. En la figura 5 (g y h) se pueden
apreciar a 121 aumentos las características
de la masa subyacente.
Al observar otros transectos de la lámina Li1 se comprobó la presencia de las cuatro bandas que componen la costra, con un
espesor que varia en relación al transecto
antes descrito; si bien localmente podía
presentar oscilaciones sobre el patrón
general, la organización antes descrita se
mantiene relativamente uniforme.
En síntesis, la costra Li1, se caracteriza
por la segregación del material que la
constituye en diferentes bandas, que se
distinguen entre sí por la heterogeneidad
de las partículas en cuanto a la forma y el
tamaño. El espesor de estas bandas no es
constante y buzan más de 30º, las partículas laminares muestran orientación. En
general la porosidad es muy baja, si bien se
observan notables variaciones entre bandas. De forma aislada se observan poros
que no suelen superar 100 µm de diámetro. Los poros apreciados son más abundantes en la tercera banda, tienen disposición longitudinal y están comunicados
entre sí. En el transecto estudiado no se
observan restos vegetales.
Un transecto de la muestra Li3 formado por superposición de una serie de
microfotografías al microscopio electrónico de barrido a 30 aumentos se presenta en
la figura 6. En este caso el espesor del transecto incluyendo costra y material subyacente es mayor de 20 µm. La principal
diferencia del transecto de la muestra Li3
(figura 6) al compararlo con el de Li1
(figura 4) estriba en la disposición prácticamente horizontal de las bandas sucesivas, lo que está de acuerdo con el hecho de
que en este caso la muestra se tomó en una
Figura 6. Microhorizontes en un transecto de la
costra sedimentaria de Li3 al MEB (x 30).
zona entre regueros, con una microtopografía local prácticamente llana. Las partículas desprendidas en esta zona entre
regueros se desplazaban tanto por salpicadura como por flujo laminar que finalmente se concentra a favor de surcos de
fresadora labrados perpendicularmente a la
dirección de la máxima pendiente.
En la lámina delgada Li3 se pudieron
apreciar un mayor número de bandas, que
en la muestra Li1, ocho en total, por lo que
no resulta sencillo establecer una correlación entre ambas costras sedimentarias.
Los materiales que forman la costra en esta
muestra, deben de proceder del entorno
centimétrico y decimétrico, dada su localización topográfica.
En la banda de la superficie de Li3,
predominan las partículas esferoidales
relativamente grandes de hasta 0.250 µm,
que recuerdan a las de la misma capa de
Li1. Sin embargo, lo que realmente cabe
destacar de esta banda son las láminas
secundarias, menos potentes, de modo que
capas formadas por partículas de mayores
dimensiones alternan con otras formadas
por materiales más finos y con plasma
mucho más abundante. En estas últimas
capas se aprecian pequeñas partículas planares orientadas. Sin embargo, la orientación de los minerales no resulta muy
patente. En esta banda se aprecian poros
de forma esferoidal poco abundantes y con
un diámetro de hasta 0.1 µm. El espesor
de las bandas ricas en plasma no es constante, pero aproximadamente es del orden
de 80 a 160 µm.
La segunda banda está formada por
partículas gruesas y bien individualizadas,
con una ausencia prácticamente total de
plasma y en consecuencia una porosidad
elevada. Las partículas predominantes
están constituidas por cuarzo de forma
más o menos esferoidal y fragmentos
esquistoides que tienden a presentar formas laminares. No existe una orientación
preferencial de modo que la deposición de
las partículas que constituyen esta lámina
ocurriría en ausencia de una dirección de
flujo preferencial.
La tercera banda es de color más oscuro que la anterior; en cuanto al tamaño de
las partículas las de mayor calibre son
similares a las de la segunda capa pero
están inmersas en un material laminar que
forma estructura a modo de filamentos.
Así mismo, los poros son menos abundantes que en la capa anterior, siendo de destacar que no todos los poros son de forma
redondeada sino que también hay poros
comunicantes que presentan aspecto planar en corte transversal.
La cuarta y la quinta banda presentan
cada vez material más fino. En el caso de la
cuarta banda se aprecia que está formada
por partículas superpuestas unas encima
de otras de forma diversa. Como consecuencia disminuye sensiblemente la porosidad en relación a la de las capas suprayacentes llegando incluso a ser prácticamente inapreciable.
Sin embargo, la quinta banda se presenta como bien delimitada, en donde se
observa el material más fino de todo el
transecto por lo que se puede afirmar que
la porosidad es prácticamente nula. Esta
capa es, en conjunto, muy homogénea,
con finas partículas superpuestas unas a
otras, si bien se puede observar en la parte
superior de la misma una lámina secundaria, que se reconoce por su color ligeramente más oscuro.
En la sexta banda, se invierte la tendencia en cuanto a disminución del tamaño de las partículas, de modo que presenta
unas características similares a las de la
cuarta banda. Las partículas presentan
tamaños intermedios entre los de la banda
quinta y los de las bandas más superficiales; la porosidad apenas es perceptible. La
séptima banda tiene menor potencia que
las anteriores y está formada también por
materiales finos. La octava banda, menos
delimitada que las anteriores y relativamente potente se considera una zona de
transición con el material subyacente.
Por último, el material subyacente está
formado por partículas de tamaños y
forma muy heterogéneos, de modo que se
aprecian partículas grandes constituidas
por agregados o granos minerales que se
encuentran rodeados o cementados por
otros de dimensiones más pequeñas, algunos de los cuales proceden de fragmentos
de agregados. La porosidad aumenta sensiblemente en relación a la de las zonas
superiores. Por tanto, esta capa subyacente
está caracterizada ya por una cierta desorganización de los elementos estructurales
en relación a lo que debió de constituir la
estructura del suelo inicial. A pesar de
ello, la porosidad de la misma es sensiblemente más elevada que la de las bandas
que forman la costra sedimentaria.
Comparación entre costras sedimentarias
Para interpretar en términos aproximados la génesis de estas costras hay que
tener en cuenta como señalan WEST et
al. (1990) la conveniencia de haber efectuado observaciones en diferentes esta-
dios de desarrollo de las mismas y no sólo
al final de una serie de episodios acumulativos de precipitación, como es el caso
en las láminas delgadas estudiadas. Las
dos costras sedimentarias observadas,
presentan una secuencia sucesiva de bandas, en algunas de las cuales a su vez se
aprecian diversas capas o lechos de partículas, de modo que recuerdan a las descritas previamente por diversos autores
(KOOISTRA & SIDERIUS, 1986;
BRESSON & BOIFFIN, 1990, etc).
Por otro lado, si se comparan las muestras Li1 y Li3, se constata la dificultad de
efectuar una correlación de las capas observadas en las mismas. Esto pone de manifiesto la importante variabilidad de la
morfología de transectos en el interior de
una misma parcela. Dicha variabilidad
debe de ser atribuida a la acción del microrrelieve sobre el transporte de materiales y
las condiciones de sedimentación.
Las semejanzas de la costra en las dos
muestras tomadas sobre esquisto son más
bien limitadas; aunque se hayan formado
bajo la acción de la misma cantidad de
precipitación. Ambas tienen una potencia
similar del orden de 1.5 a 2 cm y están formadas por capas múltiples que se depositan de modo discordante sobre suelo no
alterado, sin embargo no se diferencian el
mismo número de capas principales en
cada una de ellas. Aunque no fue posible
correlacionar las sucesivas bandas de las
costras, el análisis de las diferencias entre
las mismas puede ser útil para efectuar
inferencias acerca de las condiciones de
formación. Las principales diferencias
entre Li1 y Li3 se observaron en cuanto a
la disposición de las bandas, la presencia
de partículas orientadas, el grado de clasi-
ficación y la abundancia de material fino.
El contraste entre la disposición inclinada de las bandas en Li1 y la horizontalidad de las mismas en Li3 sugiere ya que
en la primera muestra los fenómenos de
transporte simultáneos a la formación de
costra pudieron ser importantes. El buzamiento de Li1 y su menor espesor total
debe de estar relacionado con la fuerte
pendiente de la zona de cabecera en que
se tomó la muestra; por el contrario Li3
procede de una hondanada local de un
área entre los surcos. En consecuencia los
fenómenos de transporte en la primera
costra afectan al conjunto de la ladera a
escala decamétrica y en el segundo caso
están muy localizadas y limitadas a escala centímétrica y decimétrica.
En la mayor parte de las principales
bandas de la muestra Li1 se aprecia claramente la orientación de materiales laminares; sin embargo, en Li3 esta orientación
no es tan patente o no se aprecia en absoluto. La presencia de partículas orientadas
se asocia con la translocación lateral de
material fino durante el desarrollo de la
costra (TARCHITZKT et al., 1984;
WEST et al., 1990). Aunque puede ser
consecuencia también de la deposición en
la base de microdepresiones una vez que
ha cesado la precipitación. No obstante, el
volumen que ocupa el agua en las microdepresiones no permite explicar la formación de bandas de más de 1 mm de espesor
con laminillas orientadas. En consecuencia, al menos en la muestra Li1 tomada en
una zona de ladera, cabe atribuir la orientación de las laminillas a un transporte de
materiales simultáneo de la formación de
la costra a favor de la lámina de agua que
se desliza por la superficie.
En general, los materiales que forman
las sucesivas bandas de la muestra Li1
están mejor clasificados que los de las bandas de Li3. Se puede considerar que la primera banda de ambas muestras en la que
predominan las partículas esferoidales más
o menos orientadas, es una excepción. Por
otra parte en el interior de la costra Li3 se
observan bandas muy ricas en elementos
finos y plasma claramente diferenciados y
con una potencia tal que no encuentran
paralelismo en la costra Li1. Otros autores
(BRESSON & BOIFFIN, 1990) han
observado que las partículas de los depósitos iniciales de una costra sedimentaria
formada entre terrones están poco diferenciados. En la posición topográfica que ocupaba la muestra Li3, desplazamientos de
lodo a pequeñas distancias, como consecuencia de la desagregación inicial de los
terrones pueden haber originado niveles
relativamente ricos en materiales finos.
De la discusión anterior se infiere que
las condiciones climáticas durante la sedimentación que originaron las costras Li1 y
Li3 debieron de ser muy diferentes. En la
formación de la costra Li1 parece que fueron importantes los fenómenos de eluviación y desplazamiento lateral de materiales, asociados al flujo de una lámina superficial de agua, sin iluviación en profundidad. Por el contrario, en la génesis de
algunas de las bandas de la costra Li3 parece que intervinieron translocaciones de
material a escala local, dentro de la microdepresión en que se formó.
Los transectos estudiados han puesto
de manifiesto que la formación de una sola
banda que compone una costra estructural
supondrá una reducción drástica de la
velocidad de infiltración, dado que la
porosidad se ve reducida por debajo de
umbrales limitantes para permitir el desplazamiento de agua hacia el interior del
perfil, en este sentido, las vesículas o poros
de hasta 100 _m observadas en algunas
bandas están relacionadas con la presencia
de aire atrapado (KOOISTRA & SIDERIUS, 1986). Sin embargo, debido a su
disposición transversal a la sección de la
costra, su contribución a la infiltración de
agua se considera prácticamente nula.
CONCLUSIONES
El estudio micromorfológico de costras
sedimentarias formadas en la superficie de
suelos sobre esquisto puso de manifiesto
que el espesor de las mismas era del orden
de 1.5 a 2 cm y que estaban constituidas
por múltiples capas, cuyos sistemas porosos apenas son perceptibles o están muy
poco desarrollados, que se depositaron
como consecuencia de sucesivos acontecimientos erosivos sobre un material subyacente con porosidad bien desarrollada. Así
mismo, se puso de manifiesto una importante variabilidad espacial de la morfología de las costras sedimentarias de acuerdo
con las características del microrrelieve.
AGRADECIMIENTOS
A la Fundación Caixa-Galicia por la
concesión de una beca de “Formación de
Personal Investigador en Francia” a la primera autora para realizar una estancia en el
INRA (Unité de Science du Sol-SESCPF)
de Orleáns (Francia), y a este centro por su
acogida en sus laboratorios.
Recibido: 09-VI-03
Aceptado: 30-VII-03
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ISSN: 0213-4497
Estudio gravimétrico de la cuenca terciaria
de Sarria (Lugo – España)
Gravimetric study of the Tertiary Sarria Basin
(Lugo-Spain)
MARTÍN-GONZÁLEZ, F.1; INSUA, J. M.1; CAPOTE, R.1 & MARTÍNEZ-DÍAZ, J. J.1
Abstract
A gravimetric study has been carried out in the Sarria Basin and its surroundings. This
survey provides new data concerning the relationship between the tertiary tectonic and
its sedimentary deposits. This study shows as well the relevant gravity anomaly associated to the granitic massifs.
The data analysis confirms that the basin is organized by faults N 30º and N 50º, which
also affect the granitic massifs and the variscan structures of the region. These faults are
responsible for the tertiary basin depocentre and control its geometry and limits. The
maximum current thickness for the basin is 200m. The main activity for this family
faults is intratertiary.
Key words: Bouguer Anomaly Map, Gravity, Modelling, Sarria Basin, Tertiary Tectonic,
Galicia.
(1) Departamento de Geodinámica, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense de Madrid.
C/ José Antonio de Novais s/n, 28040 Madrid. E-mail: [email protected]
330 Martín González et al.
INTRODUCCIÓN
La cuenca de Sarria se sitúa en la transición de los relieves alpinos de las Sierras
del Caurel y Ancares con las llanuras gallegas de la Terra Cha lucense. La zona de
estudio se sitúa al Sur de la provincia de
Lugo. Las localidades más importantes que
se encuentran en la zona son Sarria,
Baralla, Samos y La Puebla de San Julián.
En cuanto a su situación dentro de las clasificaciones realizadas para el Macizo
Ibérico, está incluida dentro de la Zona
Asturoccidental Leonesa de LOTZE
(1945) y en la Zona III (Galicia Oriental)
de MATTE (1968). La morfología del área
de estudio se puede dividir en dos zonas,
una situada al Oeste y con formas suaves y
cotas entre 400 y 500m y otra que ocupa
la parte oriental, más abrupta y con grandes desniveles y alturas que llegan en su
cuadrante Sureste a los 1447m (Airibio).
La cuenca de Sarria se encuentra, por
tanto, en la articulación de estas dos zonas.
Geológicamente se encuentra también en
una zona de transición entre los materiales
metamórficos de edad precámbrica y paleozoica, situados al Este, que caracterizan la
zona Asturoccidental-Leonesa, y un área,
al oeste, caracterizada por la existencia
gran cantidad de plutones graníticos y
granodioríticos (figura 1).
Respecto a las unidades litológicas
que se encuentran en el área de estudio
(figura 2) se diferencian dos grupos. Por
un lado las rocas metamorfizadas y deformadas durante la Orogenia Hercínica
junto con rocas granitoides tardihercínicas formando el basamento, y por otro
lado materiales de edad cenozoica, discordantes sobre los anteriores.
Dentro del primer grupo se encuentran, el precámbrico de las Series de
Villalba y Alba, formadas por esquistos de
petrología muy homogénea y potencia en
torno al millar de metros. La serie de
Villalba, situada encima de la de Alba,
presenta niveles anfibólicos discontinuos
dispuestos paralelamente al plano de
esquistosidad. A su vez toda la serie conforma el núcleo de un gran antiforme.
Otras formaciones presentes son las formaciones paleozoicas, que en el área de estudio son de edad cámbrica y están representadas por las formaciones de Cándana y de
las calizas de Vegadeo, ambas formando un
gran sinclinal que atraviesa la parte noreste del área de estudio. Todo este grupo de
metasedimentos está afectado por la
Orogenia Hercínica que pliega y metamorfiza estos materiales. Las rocas plutónicas hercínicas son granodioritas en el
Norte (Macizo de Neira y Macizo de San
Julián) y granitos de dos micas en el
Noroeste(Macizo de Sarria).
Se han descrito tres fases tectónicas
hercínicas, una primera de pliegues mayores, isoclinales y con desarrollo de la
esquistosidad principal, una segunda
etapa con esquistosidad de crenulacion
local y amplios pliegues de escala cartográfica, y una tercera que verticaliza la
esquistosidad produciendo pliegues tipo
chevron y kink bands en la escala mesoscópica y pliegues de escala cartográfica de
dirección E-O. Las intrusiones de los macizos graníticos se dividen temporalmente en
macizos precoces (Macizo de San Julián) que
se emplazaron con anterioridad a la 2ª fase
tectónica, los macizos sin-fase 3, como es el
caso del Macizo de Sarriá, y los tardíos que
intruyen con posterioridad a toda la defor-
Estudio gravimétrico de la cuenca terciaria de Sarria 331
mación (Macizo de Neira y Lugo) (APALATEGUI et al. 1976; MARTÍNEZ
CATALÁN et al., 1980).
El segundo grupo litológico está formado por materiales terciarios discordantes sobre el sustrato ígneo y metamórfico.
Forman el relleno de la cuenca de Sarria y
varios afloramientos dispersos e irregulares
de escasa potencia. Es en la cuenca de
Sarria donde estos materiales terciarios tienen mayor representación cartográfica (60
Km2) y espesor. Esta cuenca se ha interpretado como un pequeño graben controlado por fallas N 20º y N 30º donde las
formaciones terciarias han tenido mayor
desarrollo (APALATEGUI et al. 1976;
MARTÍNEZ CATALÁN et al., 1980;
VERGNOLLE, 1985). Los depósitos ter-
Figura 1. Esquema geológico del Noroeste peninsular con la situación del área de estudio.
ciarios se dividen en tres formaciones, una
unidad inferior compuesta por una alternancia de arcillas, margas y calizas margosas (miembro inferior -Armea- BRELL,
1972), por encima una unidad formada
por arcillas, arenas y gravas poligénicas
con matriz arcillo-arenosa de matriz roja
(miembro
superior
–FuenteabuínBRELL, 1972). Finalmente, discordante
sobre las series anteriores, se encuentra una
formación compuesta por gravas y areniscas con intercalaciones de lentejones de
arcillas y arenas. La edad de todos estos
materiales es controvertida dada la ausencia de fósiles y la inexistencia de estudios
específicos con dataciones en esta zona. Así
han sido utilizados únicamente métodos
indirectos, como correlaciones mineralógicas, similitudes litológicas, asociaciones de
minerales de la arcilla o semejanzas morfológicas con otras cuencas mejor conocidas
(As Pontes y Roupar) o con los materiales
de la Meseta Norte. Según estos estudios
(MARTÍN SERRANO et al. 1996), los
materiales más antiguos de la cuenca de
Sarria datarían del Mioceno Inferior o
incluso del Oligoceno.
Los estudios de tectónica terciaria en la
región de Sarria son muy escasos frente al
gran desarrollo que han tenido los estudios
de tectónica hercínica. Los estudios de tectónica alpina de esta cuenca se enmarcan
generalmente en análisis de carácter más
regional, que proporcionan una información general. Por otro lado, el gran interés
que despertaron la génesis y sedimentación de las cuencas terciarias gallegas por
la posible explotación de lignito, no tuvo
en la cuenca de Sarria (a diferencia de otras
cuencas como As Pontes, Meirama o
Xinzo de Limia) gran repercusión, debido
a la ausencia de indicios que aconsejaran
su estudio en profundidad. Entre estos trabajos destacan los de BIROT & SOLÉ
SABARÍS (1954), ARTHAUD & MATTE
(1975), BRELL & DOVAL (1979),
MARTÍN SERRANO (1979 y 1982),
VERGNOLLE (1985), SANTANACH
(1994), CAPOTE et al. (1999) y MARTINEZ DÍAZ et al. (2001)
METODOLOGÍA
GRAVIMÉTRICO
DEL
ESTUDIO
Los datos utilizados para la elaboración
de los Mapas de Anomalías Gravimétricas
proceden de un levantamiento gravimétrico realizado en la cuenca de Sarria y su
entorno, en el que se han tomado medidas
en un total de 381 estaciones (figura 3), en
una superficie de 608 Km2 y con una densidad de una estación por cada 1,59 Km2.
La distribución de las estaciones ha sido
planificada de forma que esté muestreada
toda la zona de forma homogénea, aunque
las características del terreno hace que
exista una distribución irregular en algunas zonas. La totalidad de las medidas se
han realizado con un gravímetro Lacoste &
Romberg, modelo G nº 953, que proporciona una precisión de ± 0,01 mGal. La
altimetría y posición geográfica de las
estaciones se ha determinado mediante la
utilización conjunta de altímetro barométrico y GPS con las respectivas correcciones de deriva y variaciones de presión y
temperatura. En cada estación se han aplicado las correcciones clásicas de este tipo
de estudios para poder hacer comparables
las medidas tomadas en cada levantamiento. La corrección topográfica de cada estación se ha realizado en la Zona A (hasta
167 km en torno a la medida) con la estimación de la altura por observación directa en el campo, y en la Zona B ( desde los
167 km hasta los 25 km) se ha efectuado
la corrección por medio de la utilización
de un modelo digital del terreno realizado
para la ocasión con una resolución de 100
m. Las correcciones de aire libre y Bouguer
se han realizado por los métodos clásicos.
Se han obtenido así la anomalía de
Bouguer completa para el conjunto de las
estaciones, utilizando una densidad de
reducción de 2.67 g/cm3. La discretización
del Mapa de Anomalías se ha realizado por
el método de kriging con un intervalo de
isoanómalas de 0.1 mGal.
Se ha realizado la separación de la anomalía regional de la residual, aunque el
mapa del residual no se incluye en este trabajo, con el fin de diferenciar los efectos
que la tendencia de la corteza y otros factores regionales puedan ejercer sobre la
anomalía que producen las estructuras y
sedimentos mas superficiales. Para ello se
ha realizado una separación regional-residual por métodos numéricos tales como el
ajuste polinómico. Este método consiste
en ajustar una superficie mediante mínimos cuadrados a la tendencia del mapa
hasta obtener un polinomio de orden n
que nos refleje esa tendencia variando muy
poco los resultados. El estudio se ha realizado
tanto sobre el Mapa de Anomalías de Bouguer
obtenido en este trabajo, como sobre datos de
carácter regional cedidos por el Bureau
Gravimetrique International (B. G. I.). La
diferencia entre los valores del regional y
el de el Mapa de Anomalías de Bouguer ha
dado el Mapa de Anomalías Residuales.
Este mapa no ha sido utilizado finalmente
en este estudio ya que atendiendo a la
estructura de la corteza en la región
(CÓRDOBA et al. 1987; VEGAS &
CÓRDOBA, 1988), no aporta sustancial
mejora en la interpretación y pueden oscurecen parte de la información bruta obtenida en el Mapa de Anomalías de Bouguer.
Esta información sí ha sido tenida en
cuenta, sin embargo durante la modelización de los perfiles gravimétricos que se
presentan mas adelante. La obtención del
modelo sobre el perfil (figura 4) que mejor
se ajusta a las anomalías de Bouguer, se ha
llevado a cabo con la modelización en
2+1/2D basada en el método de TALWANI et al. (1959), usando los algoritmos
descritos en WON & BEVIS (1987). En la
modelización se ha considerado un modelo de corteza terrestre bidimensional sin
curvatura que se extiende lateralmente
hasta +∞ y -∞ en la dirección perpendicular al perfil y hasta 30.000 y –30.000 Km
en la dirección del mismo, con el fin de
evitar efectos de borde. Las densidades utilizadas en este estudio se han estimado a
partir de los trabajos de BERGAMIN
(1985), AUDRAIN et al. (1989), YENES
et al. (1995), GÓMEZ ORTIZ (2001) y
CAMPOS (2002).
INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS
GRAVIMÉTRICOS
Para la interpretación de los datos gravimétricos se han utilizado, por un lado, el
Mapa de Anomalía de Bouguer obtenido,
las modelizaciones del perfil (figura 4), y
por otro lado, los datos procedentes del
estudio geológico estructural de la cuenca y su entorno. Para el estudio geológico
estructural se ha utilizado principalmente información procedente de la cartogra-
Figura 2. Mapa geológico del área estudiada en el que se observan las principales litologías y las
principales fallas (mismas dimensiones que el mapa de la figura 3). Modificado de la cartografía de
la Serie MAGNA.
fía de la serie MAGNA y de estudios propios de fotografía aérea, cartografía,
modelos digitales del terreno y reconocimientos en campo.
El Mapa de Anomalías de Bouguer
obtenido (figura 3) presenta unos valores máximos de –14 mGal y unos valores mínimos de –38 mGal. y se caracteriza por una importante anomalía negativa con forma elíptica que presenta los
valores más bajo. El gradiente general
del mapa es hacia el NNO donde se
encuentran los valores más altos, tendencia que corresponde con los datos
del Bureau Gravimetrique International
y los trabajos de CÓRDOBA et al.
(1987), en los que se observa para toda
la región de Galicia un aumento de los
valores hacia la costa debido al adelgazamiento cortical.
Figura 3. Mapa de Anomalías de Bouguer donde se han representado las principales alineaciones
de gradientes: 1.- Alineaciones de gradientes asociados a fallas: a, presentan correspondencia con
fallas cartografiadas de la figura 2, b, no presenta correspondencia. 2.- Alineaciones de gradientes
asociados a macizos graníticos. 3.- Alineaciones de gradientes asociadas al contacto entre materiales paleozoicos y materiales cámbricos. 4.- Contactos de los materiales cenozoicos de la figura 2. B.Mínimo asociado a macizos graníticos: b’, Macizo de Neira, b’’, Macizo de San Julián. En el extremo inferior derecho se incluye el mismo mapa con los contactos del mapa geológico de la figura 2
y con los puntos gravimétricos tomados.
Los principales rasgos del Mapa han
sido clasificados en cuatro grupos en
función de su relación con las características geológico-estructurales de la
región. Así se han distinguido:
• Anomalía asociada al Macizo
Granítico (figura 3(2)(B)).
• Alineación de gradientes asociados
a fallas de dirección Noreste Suroeste
(figura 3(1)).
• Mínimo relativo asociado al
depocentro de la cuenca de Sarria
(figura 3(A)).
• Contacto entre los materiales
Paleozoicos y Precámbricos (figura 3(3)).
Es de destacar que las formaciones
terciarias que no se encuentran asociadas a la cuenca de Sarria carecen de
reflejo en el Mapa de Anomalías de
Bouguer.
Anomalía asociada al Macizo Granítico
Esta anomalía presenta el mínimo del
Mapa de Anomalías de Bouguer con –38
mGal y una extensión de 15 Km. en su eje
mayor (figura (3)(B)). La morfología de la
anomalía se puede dividir en dos sectores.
En el sector Norte la forma de la anomalía
responde a la geometría del granito, observándose una perfecta correlación entre la
forma de la anomalía y la traza cartográfica
de este. Los sectores central y sur de la anomalía por el contrario no presentan una
geometría continua ya que está seccionada
por las fallas del Borde Norte, de Ferreiros,
Sarria, Villamayor, Saá y Pousadas, de
dirección NE-SO, perdiendo así los contactos definidos y la geometría continua que
se observa en el sector Norte. Estas fallas
desplazan y hunden el cuerpo granítico,
produciendo nuevos mínimos relativos y
generando alineaciones de gradientes de
dirección NE-SO que rompen y desplazan
en pequeños entrantes y salientes los gradientes más continuos que sin ellas tendría
el granito. Así se observa como la Falla del
Borde Norte corta al Macizo Granítico
(figuras 2 y 3) poniéndolo en brusco contacto con los materiales precámbricos. La morfología de estos macizos en profundidad ha
respondido a una modelización en forma de
“seta”, con una raíz que no aparece en el perfil interpretado (figura 4). Otra característica del macizo granítico es la aparición de
mínimos relativos en el sector Norte debidos a la distinta estructuración del macizo,
que si bien no suponen variaciones apreciables en la densidades de los cuerpos modelizados, sí pueden implicar una geometría
compleja en profundidad. Así el macizo de
San Julian (situado al Este del sector Norte)
(figura 3(b’’), es una granodiorita precoz que
intruyó antes que la granodiorita de Neira
(situado al Oeste) (figura3(b’)) que lo hace
con posterioridad y por tanto está menos
deformado y puede presentar una morfología diferente en profundidad.
Alineaciones de gradientes asociados a
fallas de dirección NE-SO
Uno de los rasgos más destacables en el
Mapa de Anomalías de Bouguer es la alineación de gradientes de esta dirección que
rompen la continuidad de los contactos de
la anomalía del Macizo Granítico y de las
direcciones hercínicas de la región. Estas
alineaciones responden a fallas de la misma
orientación y se correlacionan con fallas
previamente cartografiadas (figuras 2 y
3(1)). Se trata de fallas de desgarre N 50º y
N 30º, muy verticales que a lo largo de su
longitud y en función de su orientación
pueden presentar componentes normales o
inversas llegando a presentar importantes
desplazamientos en la vertical. Estas fallas
son las responsables, en el mapa de anomalías, de la pérdida de continuidad en la
forma de la anomalía gravimétrica del
Macizo granítico produciendo los entrantes
y salientes mencionados, así como de la
aparición de un mínimo relativo fuera de la
anomalía principal relacionado con el
depocentro de la cuenca de Sarria.
Mínimo relativo asociado al depocentro de
la cuenca terciaria de Sarria
Otro de los rasgos estructurales importantes del Mapa de Anomalías es un mínimo relativo (-34 mGal) al este del gran
mínimo relacionado con el Macizo
Granítico (figura 3(A)). Este mínimo gra-
nítico esta situado en el centro de los afloramientos terciarios que formaron la
cuenca de Sarria. Aparece limitado por el
complejo de fallas de dirección N 30º y N
50. Concretamente la falla de Noba de
Neira por el Sur, penetra en la cuenca y
puede ser prolongada hasta la falla de
igual dirección cartografiada al Oeste de
la misma, por medio de la alineación de
gradientes. Esta falla sería un relevo de la
falla de Sarria. Por el Norte, el depocentro
esta controlado por la falla de Ferreiros
que se continua dentro de la cuenca tal y
como indica este tipo de alineaciones
(figuras 2 y 3). En la modelización realizada, la cuenca aparece articulada por
fallas verticales que producen un salto
acumulado de 200 m que responde al
depocentro observado en el Mapa de
Anomalías de Bouguer.
Figura 4. Modelo gravimétrico 2+1/2 D realizado sobre el Mapa de Anomalías de Bouguer. a, Perfil
de anomalía observada y de anomalía calculada según el modelo. b, Modelo de densidades ajustado (densidades de cada bloque en gr/cm3). c, Interpretación geológico estructural a partir del
modelo de densidades.
Gradiente asociado al contacto entre los
materiales Paleozoicos y Precámbricos
Sobre el Mapa de Anomalías de
Bouguer se observa un importante gradiente hacia el NO que se corresponde
espacialmente con el contacto entre los
materiales del Cámbrico de la serie de
Villalba y los Paleozoicos de las formaciones de Cándana (figuras 2 y 3(3)). Este
gradiente da una alineación de dirección
NO-SE que corresponde claramente con la
traza cartográfica de la base de las formaciones cuarcíticas del Cambrico Inferior.
Esta alineación de gradientes esta también
afectada y deformada por la familia de
fallas de dirección NE-SO, concretamente
las fallas de Ferreiros, Noba de Neira,
Baralla y Borde Norte.
Finalmente, cabe destacar que los afloramientos del Terciario que aparecen al
Norte de la Cuenca (figuras 2 y 3), aunque
en algunos casos con gran extensión cartográfica, no tienen reflejo en el Mapa de
Anomalías, lo cual confirma que se trata
de formaciones de poco espesor tipo pie de
monte extenso. No se trata, por tanto, de
cuencas individulizadas, sino retazos de
formaciones mas extensas separadas
actualmente por la erosión.
La cuenca terciaria de Sarria
El presente estudio ha permitido evaluar las relaciones entre la sedimentación
terciaria en la cuenca de Sarria y los afloramientos limítrofes, con la tectónica y las
estructuras principales de la zona. La gravimetría ha reflejado que las fallas de desgarre de dirección N 30º y N 50º articulan la
cuenca terciaria, compartimentando el sustrato de la misma y produciendo saltos en
la vertical de varias decenas de metros que,
acumulados entre todo el cortejo de fallas,
suponen al menos los 200m. de espesor de
sedimentos de la cuenca (figuras 3 y 4).
Más en detalle, se observa que las fallas de
Noba de Neira y su posible relevo en la de
Sarria, en el Sur, y la falla de Ferreiros en el
Norte, son las que controlan el depocentro
y que la estructuración del conjunto de la
cuenca en “teclas de piano” está controlada
por este cortejo de fallas. Estas fallas son
muy verticales y presentan una componente principal de desgarre observada en
campo, aunque según sean las condiciones
locales presentan componentes verticales.
Los desplazamientos en la vertical varían
los espesores de la cuenca tal y como se
observa de NNO a SSE. El borde Norte de
la cuenca esta limitado por una falla perteneciente a este cortejo, con clara expresión
en el Mapa de Anomalías de Bouguer que
limita los afloramientos terciarios de esta
cuenca por el norte. La cuenca además carece de desarrollo apreciable de facies de
borde en el límite norte. En efecto, la proximidad de calizas y margas (serie inferior)
que requieren estabilidad tectónica para su
formación es indicio de que parte del
movimiento de esta falla se ha producido
con posterioridad al depósito de los materiales terciarios de la cuenca. Por otro lado,
en el borde sur es rectilíneo y subparalelo al
borde norte de la cuenca y a las otras fallas
que articulan la cuenca. Este borde meridional esta asociado a un relieve y a un
gradiente gravimétrico de igual dirección,
aunque no ha sido establecido como un
contacto por falla en la cartografía de la
serie MAGNA, su geometría, permite
pensar que este borde Sur fue también
controlado por el grupo de fallas que articula la cuenca.
CONCLUSIONES
El estudio gravimétrico realizado en la
cuenca de Sarria y su entorno, ha puesto de
manifiesto las relaciones entre la tectónica
alpina y los sedimentos y cuencas terciarias, así como su relación con la geometría
de algunas unidades hercínicos. Los rasgos
principales destacados en la gravimetría
han sido, la geometría de macizos graníticos, el cortejo de fallas NE-SO que segmenta los macizos graníticos y la estructura hercínica, la articulación y control del
depocentro de la cuenca terciaria de Sarria
por este cortejo de fallas, y finalmente, la
nula influencia en la anomalía gravimétrica de los depósitos terciarios no vinculados
a la cuenca de Sarriá de gran extensión
pero de poco espesor. La cuenca de Sarria,
está controlada por fallas de dirección N
30º y N 50º que la limitan y hunden el
sustrato en bloques que han sido identifi-
cados en las anomalías gravimétricas (figuras 3 y 4). Estas alineaciones de gradientes
NE-SO han sido precisamente correlacionadas con fallas previamente cartografiadas. El depocentro de la cuenca se ha situado entre las fallas de Sarria, Noba de Neira
y Ferreiros. Se estima un espesor de materiales terciarios actual de 200m. Las relaciones de las fallas con los materiales de la
cuenca indican, por lo tanto, una actividad
intraterciaria que debió prolongarse después de culminar el relleno de la cuenca.
AGRADECIMIENTOS
Agradecemos a Carmen Rey, David
Gómez y Rosa Tejero su ayuda en el tratamiento de los datos gravimétricos.
Recibido: 02-III-03
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