GRUPO DE GEOLOGIA ESTRUTURAL E TECTÓNICA

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)radores convidados:

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1 e a de Junho de 1996

aa COnferênoia Anual

leil Mancktelow (Geologisches Institut ETH Zentrum)

- Tectonic overpressllre ami. high-pressllre metamorphism. - Orogen-parallel extension and the relationship between

folding and falllting.

mtónio Ribeiro (Fac. Ciências Universidade de Lisboa)

- Tectónica de placas deformáveis.

2! CONFERÊNCIA ANUAL DO , GRUPO DE GEOLOGIA ESTRUTURAL E TECTONICA

JULHO 1996

Grupo de Geologia Estrutural e Tectónica

Sociedade Geológica de Portugal

Dep. Geologia - Fac. Ciências; Bloco C2 - 52 Piso Campo Grande - 1700 Lisboa - Portugal

Telef. (01) 7573141 - Fax (351-01)7597716

Realizada no Anfiteatro do C3 das instalações da Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, Campo Grande, 1700 Lisboa

- PROGRAMA -

1 º dia: 1/7 - Segunda Feira

09h 30m - Inscrições e entrega de documentação lOh OOm - Sessão de Abertura

-- pausa para Café

Presidente da Mesa: R. Rocha (9)

lOh 45m - António Ribeiro(2) - Tectónica de Placas Deformáveis. llh 45m - Terrinha, p.(2); Kullberg, J.(9); Kullberg, M.C.(2); Moita C.(3);

Ribeiro, A. (2) - Thin skinned and thick skinned sub-basin development, bi-dimensional extension and self-indentation in the Lusitanian Basin, West Portugal.

12h 05m - Machado, S.(2); Dias, R.(2); Terrinha, p.(2); Ribeiro, A.(2) -Determination o.f finite deformation ellipsoides using oolite limestones of the Lower and Middle Jurassic of the Lusitanian Basin, West Portugal.

12h 25m - Ribeiro, p.(2); Dias R.(2); Marques, F.O.(2); Kullberg, M.C.(2);­Estudos de deformação finita na Cadeia da Arrábida: primeiros resultados obtidos em amostras da brecha da Arrábida colhidas a sul do Antic1inal do Formosinho.

12h 45m - Terrinha, P. (2) - The flint nodules and quartz veins of the Praia do Belixe, Lower Jurassic of the Algarve B.asin, South Portugal. Syn­diagenic and syn-tectonic structures.·

13h 05m - Roque, C. (2); Dias, R. (2); - Utilização de calcários oolíticos como marcadores de deformação ..

-- pausa para Almoço

Presidente da ~esa: J. ~. ~unhá(2)

15h OOm - Neil ~ancktelow(4) - Tectonic overpressure and high-pressure metamorphism.

16h OOm - Sousa, J.A.(6); Fonseca, P.E.(2); Ribeiro, A.(2) - Evento de alta pressão no sector de Oriola: relação com o empilhamento de "nappes" ofiolíticas.

16h 20m - Fonseca, P.E.(2) - A estrutura de Serpa-Brinches. Tectónica de imbricação durante a 1 ª fase de deformação Varisca na Zona de Ossa-~orena.

16h 40m - Chaminé, H.(1); Fonseca, P.E.(2); Pereira, E.(5); Ribeiro, A.(2)­Estruturas desenvolvidas em ortognaisses da unidade de Lourosa, induzidas pelo carreamento de S. João-de-Ver. Aspectos da deformação no autóctone (Sector Espinho-Albergaria, Zona de Ossa-~orena).

17h OOm - Assembleia Geral do GGET

2º dia: 2/6 Terça Feira

Presidente da ~esa: F. Noronha(1 O)

·09h 30m - N eil ~ancktelow( 4) Orogen-parallel extension and the relationship between folding and faulting.

-- pausa para Café --

llh OOm - Ribeiro, ~.A.(1)(10); Guedes A.(1); Noronha, F.(1)(lO) - Relações deformação - ~etamorfismo em diferentes unidades estruturais da região de Vila Pouca de Aguiar.

llh 20m - Nogueira, P.(1); Noronha, F.(l) - Planos de inclusões fluidas como . marcadores microestruturais em regime frágil. Um exemplo de

aplicação. llh 40m - Gonçalves, ~.A. (2) - Alguns problemas estratigráficos e

estruturais no domínio da Zona de Cisalhamento do sulco Carbonífero na região de Arouca.

12h OOm - ~ateus, A. (2) - Análise microestrutural de fácies granítica sin e tardi- D3 do sector oeste do batólito Vila Real-Carviçais.

12h 20m - Pereira, ~.F.(7); Silva, J.B.(2) - Contraste de estilos estruturais entre o soco proterozóico superior e a cobertura do Câmbrico inferior na faixa blastomilonítica (nordeste alentejano).

12h 40m - Terrinha, P. (2) - Interpretation of the seismic line IA~-4 across the Gorringe Bank, off-shore SW Portugal. Implications for plate boundary and relationship with regional continental tectonics.

13h 10m - Encerramento

Instituições:

(l)Centro de Geologia da Fac. Ciências da Universidade do Porto (2)Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa (3)Gabinete de Exploração e Prospecção de Petróleo

(4)Geologisches Institut BTH Zentrum. Zurich. Switzerland (5)lnstituto Geológico e Mineiro (6)Partex

(7)Universidade de Évora

(8)Univer~idade do Minho .

(9)Universidade Nova de Lisboa

(lO)Universidade do Porto

~Grupo de Geologia

8 Estrutural e Tectónica G E

21 CONFERtNCIA ANUAL JULHO DE 1996

TECTÓNICA DE PLACAS DEFORMÁVEIS

António Ribeiro

Dep. Geologia Fac. Ciências Univ. Lisboa; Bloco C2-5!! Piso, Campo Grande, 1700 Lisboa.

As discrepâncias entre os modelos cinemáticos existentes para a Tectónica de Placas (e.g. NUVEL-1) e os dados de geodesia por satélite, podem ser explicados por deformação intraplaca da litosfera oceânica (Ribeiro, 1993). Os dados globais apresentados recentemente para o campo gravítico oceânico (Sandwell and Smith, 1995) também apoiam este "Soft Plate Model", evidenciando no geoide a presença generalizada de lineações geradas por boudinage incipiente da litosfera oceânica. Esta boudinage é induzida por encurtamento homogéneo perpendicular à direcção de extensão. A boudinage incipiente pode originar fracturação por extensão da totalidade da litosfera oceânica tal como na zona de Fractura de Mendana ou no rift de Galápagos, ambas situadas junto à zona de subducção no lado oeste das Placas Norte e Sul Americanas.

Nos oceanos do tipo Atlântico, em que o alastramento é lento, a .deformação acumula-se coaxialmente, porque o Pólo Euleriano das placas divergentes é estável. As placas ao arrefecerem respondem por encurtamento homogéneo nos estádios iniciais da deformação. A acumulação da deformação subsequente, origina o desenvolvimento de instabilidades por buckling da totalidade da litosfera. O último estádio provoca a cedência de toda a litosfera, e por este processo um oceano do tipo Atlântico será convertido num do tipo Pacífico, um ponto de mudança fundamental no ciclo de Wilson.

- 16-

Nos oceanos do tipo Pacífico, com alastramento rápido, a deformação torna-se rotacional, mesmo utilizando a aproximação para uma Terra plana, porque o Pólo Euleriano das placas divergentes é altamente instável, migrando muito rapidamente. A litosfera oceânica reage por flexura ortogonal em torno de um eixo vertical, portanto a deformação ainda é coaxial, com as transformantes aproximadamente perpendicular às lineações magnéticas. De acordo com este modelo a litosfera oceânica do Pacífico pode ser dividida num domínio mais novo, junto à East Pacific Rise, onde o eixo maior da elipse de deformação é sub-perpendicular às zonas de fractura e paralelo às lineações magnéticas; e num domínio mais antigo, junto às zonas de subdução do Pacífico Oeste, onde o eixo maior da elipse de deformação é paralelo às lineações magnéticas; a convergência das lineações magnéticas do Japão-Hawaii-Phoenix (Atwater, 1984) sugere uma deformação considerável que roda as lineações do Japão e de Phoenix da divergência original para a convergência actual à medida que nos aproximamos das zonas de subducção do oeste do Pacífico. De acordo com o modelo da flexura ortogonal, entre ambos os domínio deve existir uma fibra neutra. Os dados de geodesia por satélite (Robins, Smith & Ma, 1993) confirmam que a deformação incremental é compatível com este modelo.

~GnaPOd.GeoJosI'

• Estrutural e Tect6Dlca

:I." C<lNl'ERtNClA ANUAL JULHOIlE~

- 17-

THIN SKINNED AND THICK SKINNED SUB-BASIN DEVELOPMENT, BI­DIMENSIONAL EXTENSION AND SELF-INDENTATION lN THE LUSITANIAN BASIN, WEST PORTUGAL

P. Terrinha, (1); J.C. Kullberg(2); M.C. Kullberg(1); C. Moita(3); A. Ribeiro (1)

(1) - Faculdade de Ciências de Lisboa. Dep. de Geologia. R. Escola Politécnica, 58. 1294 Lisboa codex. Portugal (2) - FCT /UNL - Departamento de Ciências da Terra - 2825 Monte da Caparica (3) - GPEP - Gabinete de Prospecção e Exploração de Petróleo. R. Vale de Pereiro, 4 -1250 Lisboa

The Lusitanian Basin is dissected byan array of faults trending from approximately N-S to E-W (fig. 1). Traditional interpretation of the extensional tectonics of the basin proposes that the N-S faults accomodated most of the Mesozoic extension that preceeded the opening of the North Atlantic Ocean, whilst the NE-SW arid E-W ones acted as transfer zones to extension and/or as normal faults during minor NNE-SSW oriented extension.

Inspection of seismic reflection profiles, geological maps and field work provide examples of sub-basin development controlled by thick skinned extension, halokinesis and combined basement extension and salt migration. Examples are shown frem the on­shore (C. Rainha - Mendiga segment, Soure, and São Mamede salt pillow) and from the off-shore (fig. 2).

Sub-basin development also occurred during tectonic inversion, such as at Leiria (fig. 3), Alcobaça and Rio Maior (fig. 4), which are associated with sagging due to salt withdrawal and salt extrusion flowing out of the plane containing the shortening direction (Z, Y plane) and welding.

The ages of sub-basin development are quite variable. Examples of sub-basin formation associated to i) thick-skinned extension of Kimmeridigian age (off-shore) and ii) thin­skinned extension of Middle Jurassic age (Caldas da Rainha - Porto de Mós segment) iii) combined basement extension and salt migration of Upper Jurassic (off-shore) and Cretaceous (Soure) ages are shown as well as of iv) sub-basin formation of Paleogene and Pliocene ages, which are associated with tectonic inversion of the Lusitanian Basin.

Inversion tectonics triggered the formation of indentators, which are associated with the sub-basin geometries, either by means of reactivation of extensional structures or by generation of basins during compression (e.g. Rio Maior basin formed by sagging due to secondary extension and salt withdrawal during indentation of an adjacent salt diapir; the Caldas da Rainha diapir shows three indentations consistent with the Miocene NW­SE directed transport direction).

.. Inspection of geological maps, off-shore isochore seismic map (MILUPOBAS, 1996, Moita, C., in prep.) showed the existence of two aproximate perpendicular directions of extension, respectively E-W and NNE-SSW.

(3 values were calculated using depth converted contour maps of the top Triassic horizon provided by MILUPOBAS, 1996. Preliminary results for an area located off-shore Peniche were obtained, (31=1.086 along direction 740 and (32=1.034 along direction 164°; these directions are perpendicular to the trend of the main normal faults in the area. The ratio (31/(32 =0.952 (õ(3=(((31-(32)/(31)x100%=4.8%) shows that a similar stretched upper crust is observed along the two perpendicular directions.

- 18-

As on-shore shortening is evaluated on approximate 5% along direction 1400

(approximate maximum direction of shortening), it is possible 132 was underestimated and that 131 and 132 prior to inversion were even closer.

Further work is needed to achieve better estimates for 13 values and produce a satisfactory extensional model for the basin. It is suggested that a straightforward McKenzie or Wernicke model for the formation of the Lusitanian Basin might not be adequate because i) the tectonic extension was bi-dimensional, ii) the extension on perpendicular directions were not simultaneous and iii) the hypothesis of more than one deep detachment (or a curved one) should not be neglected to accomodate the extension of the perpendicular fault systems at depth.

Acknowledgements This work was carried out as par! of the MILUPOBAS project, funded by EC, contract n!!JOU 2-CT94-0348.

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I Mapa prelimilUlf de estrulUC'"oIS eLa htlcia Lusihmiana I

*Str~urcs

Fig. 1- Simplified tectonic map of the Lusitanian Basin. Black arrows show indentators.

w LineA

10 Km

Fig. 2a - Sub-basin development in thin-skinned extensional regime

sw LineB NE

± T._ TWT(~ Upper ~etaceous -------'. I

we113 we1l2 welll

1.0

10 Km

Fig. 2b - Sub-basin development in thick-skinned extensional regime

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I .... tO

~ Syncline foId axis

/ Normal fauIt

_ Diapir

c::::J Malm/Cretaceous

~ Alluvium

I: : : : : :1 Pliocene/Miocene

lwmwm Eocene/Oligocene

Fig. 3- Schematic map depicting the structure of the Leiria basin

5 Km

Fig. 4 - Schematic map showing the realtionship between the Rio Maior basiTI and the oblioque slip indentation of the adjacent diapir

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2Km

- 20-

~e",po d. ecologia

• Estrutural e Tect6D1ca

:11' CONFERtNCIA ANUAL JULHO DE ImS

OETERMINATION OF FINITE OEFORMATION ELLlPSOIOS USING OOLlTE L1MESTONES OF THE LOWER ANO MIOOLE JURASSIC OF THE LUSITANIAN BASIN, WEST PORTUGAL

Machado, S., Dias, R., Terrinha, P. & Ribeiro, A.

Dep. Geologia Fac. Ciências Univ. Lisboa; Bloco C2-~!1 Piso, Campo Grande, 1700 Lisboa.

Systematic sampling of oolitic limestones of Midlle Jurassic age was carried out to compute the inversion strain paths in the Lusitanian Basin. At Peniche the Lower Jurassic oolites were also sampled.

Samples belong to three distinct tectonic compartments of the Lusitanian Basin: I) I - the Peniche compartment; ii) II - the Montejunto compartment and iii) III - the Torres Novas compartment.

V

'I I .,

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I

'{I'

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These compartments are bound by Mesozoic extensional faults, which were reactivated either as transpressive sinistrai strike slip faults or thrusts. Block I is bound by the Nazaré Fault and Caldas da Rainha - Bolhas Fault diapiric system; Block II is bound by Nazaré Fault, Porto de Mós Fault and Montejunto-Torres Vedras Fault system, and Block III is bounded by the Arrife Fault, the Porto de Mós Fault and the Nazaré Fault.

- 21-

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50 Km

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Eleven strain ellipsoids were computed for this area. The major axes of six ellipsoids are parallel to the local WNW-ESE Mesozoic tectonic extension. The other five ellipsoids show an orientation of the major axis perpendicular to the direction of shortening caused by the major tectonic inversion episode of Miocene age. Thus, the first six are extension ellipsoids and the last five are inversion ellipsoids. However, three of these inversion ellipsoids display an intermediate axis parallel to the main inversion shortening direction, which is approximatly parallel to the Mesozoic extension. These ellipsoids are interpretated as resultant of a combined deformation fabric, Le. as resultant from a first extensional deformation on which a shortening was superimposed. This resulted as permutation of Â..2 and Â..3.

"- ..... I 1 "- ___ ...J

A. B. c.

- 22-

The strain ellipsoids are presented in a Ramsay logaritmic plot. It can be seen that the behaviour of the ellipsoids are not homogeneous. The inversion ellipsoids plot in the plane strain deformation field white the extensional ones plot in the constriction field.

0.3 CONSTRICTION • C4

0.25 • C4B o C6

- 23-

Cll . 0.2 o inverslon

S<' • oC7 ~ 0.15 c

• C13 -C9

' . extension ....I o 0.1 • C2

C16 APPARENT 0.05 . FLATTENING

O O 0.05 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3

Ln Ryz

As ali the inversion ellipsoids are of the sarne kind (in this case plane strain), we can use the distance between their projection in the Ramsay plot and the origin of the plot as a estimation of the strain intensity. This shows that the more deformed inversion ellipsoids are related with the Montejunto structure (C6) and the Caldas da Rainha diapir, which is perfectly consistent with the regional framework.

Bearing in mind that the combined-type ellipsoids are found in the western part of the basin, this could indicate either:

I) a stronger development of the extensional fabrics towards the basin depocentre, wich precluds complete overprinting of these fabrics by inversion;

II) or decoupling of the extensional and compressive deformation in various beds of a layered sequence. Continuous sampling along a layered sequence is necessary to understand the formation of the combined-type ellipsoids.

~GruPO de Gtologl.

• Eatrutural e Tect6a1ca

l" cONFERtNCIA ANUAL JULHODEl9H

- 24-

ESTUDOS DE DEFORMAÇÃO FINITA NA CADEIA DA ARRÁBIDA: PRIMEIROS RESULTADOS OBTIDOS EM AMOSTRAS DE "BRECHA DA ARRÁBIDA" COLHIDAS A S DO ANTICLlNAL DO FORMOSINHO

P. Ribeiro, R. Dias, F. O. Marques e M.C. Kullberg

Dep. Geologia Fac. Ciências Univ. Lisboa; Bloco C2-5!! Piso, Campo Grande, 1700 Lisboa.

I - Introdução A quantificação da deformação e o estabelecimento de mapas de trajectórias da deformação

é um auxiliar precioso na compreensão da evolução geodinâmica dos orógenos. De entre os vários marcadores de deformação possíveis, os conglomerados destacam-se como um dos mais utilizados devido à frequência com que ocorrem. No entanto, a sua utilização na estimação da deformação tem que ser feita com cuidado pois, quer a existência de fabrics sedimentares, quer o contraste de ductilidade entre os calhaus e a matriz dificultam a interpretação dos valores obtidos. Estes problemas podem ser minorados se se utilizarem vários métodos de quantificação da deformação (e.g. Fry e Rf/<j>) os quais são sensíveis a mecanismos de deformação diferentes. Tendo em vista avaliar a potencialidade da formação da "Brecha da Arrábida" na quantificação da deformação finita, foram colhidas várias amostras na região do Fojo. A reprodutibilidade dos resultados, bem como a sua coerência em relação ao conhecimento geológico regional mostraram, não só a utilidade destes estudos nesta formação, mas permitiram ainda refinar os modelos existentes para a interpretação cinemática deste sector da Cadeia da Arrábida.

11- Geometria e Cinemática da Cadeia da Arrábida

A Cadeia da Arrábida corresponde ao mais interessante dos acidentes tectónicos alpinos portugueses. É uma estrutura imbricada na dependência de um sistema de rampas frontais de' orientação geral ENE-WNW, com movimento cavalgante para SSE, associadas a rampas laterais NE-SW a N-S, onde se observa desligamento esquerdo acompanhado de cavalgamento para SE. Esta associação entre rampas frontais e respectivas rampas laterais forma conjuntos de estruturas em duplex, de complexidade crescente para E, devido à constrição produzida pelo transporte de material segundo uma direcção oblíqua à rampa lateral principal (a Falha Setúbal-Pinhal Novo) que, localmente, define o bordo da bacia, e funciona como contraforte durante os episódios compressivos geradores da cadeia. Nesta região é nítido o regime de deformação por cisalhamento simples convergente. A tecto e a muro das rampas frontais formaram-se dobras do tipo fault-propagation­folds; os sinclinais exibem mergulhos axiais de cerca de 20Q sistematicamente para ENE, e os anticlinais principais (Formosinho, Viso e S. Luís) têm terminações periclinais junto às rampas laterais.

A elevada anisotropia reológica da sequência sedimentar Meso-cenozóica controla em absoluto o estilo da deformação, que é essencialmente frágil nos níveis mais rígidos e competentes (calcários compactos, calcários dolomíticos e dolomitos do Jurássico inferior) e essencialmente dúctil e misto nos níveis mais inçomp~tentes (complexo margo-conglomerático do Jurássico superior e formações margo­carbonatadas do Paleogénico e do Miocénico). O complexo margo-evaporítico do Hetangiano, que constitui a unidade inferior da sequência sedimentar, é o nível que acomoda maior deformação dúctil e onde se localiza o descolamento que permite o transporte do material suportado pelas rampas frontais.

Globalmente, o modelo de tectónica pelicular (Ribeiro et aI., 1990) ajusta-se bem às estruturas presentes na Cadeia da Arrábida, onde a deformação, de idade

- 25-

miocénica, migra de S para N, acompanhando a geração de rampas frontais em sequência overstep. A unidade seleccionada para a amostragem (Fig. 2) foi a sequência margo-conglomerática do Oxfordiano médio-superior, conhecida por "Brecha da Arrábida", datada por Choffat (1904-07 e 1908) do Lusitaniano. A unidade é nitidamente de facies continental/salobra, sendo os nlvelS conglomeráticos muito grosseiros, pouco seleccionados e constituídos p'or calhaus pouco arredondados. Composicionalmente dominam os clastos calcários na base da unidade, e para o topo observa-se um progressivo enriquecimento em calhaus de quartzito (sílex). Muitos dos níveis conglomeráticos são quase totalmente formados por clastos, sendo a matriz substituída por clastos de granularidade mais fina. Assim sucede na pedreira onde foi realizada a amostragem para este trabalho; nela é possível ainda observar uma quantidade considerável de superfícies estilo líticas paralelas à estratificação, o que poderá representar um episódio diagenético com significativa redução da espessura original das camadas, possivelmente associada à expulsão da fracção mais fina (matriz). As implicações deste episódio diagenético nos resultados obtidos são aqui apenas afloradas e serão objecto de um estudo posterior.

Da cartografia estrutural detalhada extraída de M. C. Kullberg & J. C. Kullberg (em prep.) verifica-se que a unidade amostrada está situada no flanco longo do sinclinal do Solitário (Fig. 2), desenvolvido a muro de um sistema de rampas frontais e laterais definindo um duplex, localizado na extremidade SW do anticlinal do Formosinho. O local de amostragem está a cerca de 400 m para S deste, sistema de rampas. Este duplex, de orientação geral NE-SW, formou-se durante a propagação para SW da deformação induzida pela instalação, no final do Tortoniano, da rampa frontal de S. Luis e estruturas associadas, preservando no seu interior um segmento da rampa frontal mais antiga contemporânea da formação do anticlinal do Formosinho (com orientação WSW-ENE) durante a passagem do Burdigaliano ao Langhiano. A análise cinemática deste duplex indica deformação por cisalhamento simples convergente com fluxo oblíquo ascendente de material vergente .para o quadrante SW sobre as rampas que limitam o duplex, acompanhado por cisalhamento simples direcção de transporte, nas camadas próximas dos limites do duplex. No interior deste duplex é possível evidenciar um cavalgamento anterior ENE-WSW, vergente para SE (M. C. Kullberg & J. C. Kullberg, 1996 - em prep.).

111- Análise da deformação finita

No estudo agora realizado determinaram-se cinco elipsóides de deformação, utilizando o método de Fry normalizado nos calhaus de conglomerados. Três destes elipsóides foram obtidos a partir de amostras de mão com calhaus de pequenas a médias dimensões, enquanto que os outros dois elipsóides foram obtidos a partir de fotografias da frente de exploração. Os resultados obtidos vieram a mostrar-se extremamente reprodutíveis, quer quanto ao tipo de elipsóide, quer quento à sua orientação. No entanto, existe uma clara divergência entre os dados provenientes das amostras de mão e os das fotografias, o que atribuimos a um comportamento diferencial induzido pela dimensão dos grãos.

Quanto ao tipo de elipsóide o gráfico logaritmico de Ramsay (Fig. 3), mostra que os elipsóides obtidos para as amostras de mão são do tipo constritivo, enquanto que os a partir das fotos são de deformação plana ou achatados.

o

b)

N

+

o

Fig. 2b) - Gelogia do sector S W do 3nticlinal do Formozinho textraida da Carta Geoló­gica de Portugal, 1:50000,38-8 Setúbal): A- localiza-Çl1o das amostras: Fig. 2c) corte geológico N-S textriado da mesma fontel.

a)

Fig. 2a) Estruturas activas na região de Arrãbia-Sintra durante c Miocénico (modificado A. Ribeiro ct ai, 1990). L = Lisboa; S = Setúbal; SO - diapiro de sal de Sesimbra; SMO = diap­iro magmático de Sintra; CA = anticlinal de Cortegaça; FA' anticlinal do Fonnosinho (cadeia da Arrábida); SLA= anticl nal de S. Luis; LTFZ = zona de falha do baixo Tejo; PGMO OT = cavalgamento da Praia Grande-Maria Oias-Olelas; PF = falha de Palmela;TGF ~ falha do Gargalo Tejo; SPNF= falha de Stúbal-Pinhal Novo; SSiMF = falha Sintra-Sines­Monchique;CfI = direcção de compressão máxima durante o Miocénico;

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Fig. 3 - Gráfico logaritmico de Ramsay para as amostras estudadas

Quanto à orientação dos elipsóides, verifica-se que os dois tipos de amostras evidenciam situações distintas, que. são perfeitamente compatíveis com o que se conhece da geologia regional. A sit~ação representada na figura 4 (elipsóides das amostras de mão! grão mais fino), 'enquadra-se perfeitamente na cinemática dos cavalgamentos mais antigos preservados no interior do duplex do Formosinho_ Qaunto à situação da figura 5 (elipsóides obtidos a partir das fotos! grão médio a grosseiro) ela evidencia o cisalhamento simples convergente esquerdo associado ao referido duplex_

N

a)

tP. f'SiII~:J Oxfordiano médio a superior - ("Brecha da Arn\bida-)

N D Sinemuriano inferior a Hetangiano

(Margas de Dagorda)

---..-->---a)

D Jurássico indiferenciado

O ·'' • .}.l . .).,

'. b)

Fig. 4 - elipsóides em amostra de mão Fig. 5 - elipsóides das fotos

A reforçar a consistência dos dados, note-se a sobreposição perfeita em todos os elipsóides de deformação calculados do eixo menor do elipsóide, o qual é perfeitamente concordante com a direcção de encurtamento principal da Cadeia. Quanto às permutas entre os eixos maior e intermédio, elas parecem dependentes da granularidade do material que faz com que este seja mais ou menos receptivo à transposição dos fabrics tectónicos anteriores.

Agradecimentos Este trabalho integra-se no projecto MILUPOBAS, financiado pela CE, contrato nº JOU 2-CT94-0348

BIBLlOGRAAA ChoHat, P., 1908. Essai sur la tectonique de la Chaine de l'Arrábida, Com. Serv. GeaI Port., 89pp. KUllberg, M. C. e Kullberg, J. C., 1996 (em prep.). Estudo fotogeológico e interpretação tectónica da Serra da Arrábida. Ri>eiro, A., Kullberg, M.C., Kullberg, J.C., Manuppella, G. e Phipps, S., 1990. A review 01 A1pine tectonics in Portugal: Foreland

detachment in basement and cover rocks, Tectonophysics, 184,357-366.

b)

~GruPO dcGeolosla

.. Edrutural e Tect6ll1C11

1" CONFERtNClA ANUAL JULHO DE J.mí

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The flint nodules and quartz veins of the Praia do Belixe, Lower Jurassic of the Algarve Basin, South Portugal. Syn-diagenic and syn-tectonic structures.

P. Terrinha, (1) (1) - Faculdade de Ciências de Lisboa. Dep. de Geologia. R. Escola Politécnica, 58. 1294 Lisboa codex. Portugal

The occurrence of flint nodules in limestones in Mesozoic carbonates is not uncommon. Flint nodules in the Jurassic and Cretaceous of the Algarve and Lusitanian Basins generally occur as pods or flat round bodies parallel to bedding. The peculiar feature of the flint nodules of the Praia do Belixe is their shape and setting. They occur in quite a variety of shapes and structures as shown in fig. 1: i) perpendicular to bedding, along fractures striking approximately N70W, which are related to tectonic extension, Le. are parallel to normal faults; ii) intrude along normal faults with different strikes; iii) as continuous layers with flat bottom and cuspide top; iv) drop-like bodies with opposite assymetry due to pinch-and-swell in opposite vertical directions; v) tongue shaped bodies parallel to bedding and vi) broken up with a vertical tension gash filled in with chalcedonia and quartzo

The flint nodules and beds are embedded in layers of fine grained dolomitic limestone, the upper part of which is usually slaty. Although most of the nodules underwent movement and deformation, the internal bedding in the surroundig sediment does- not show any perturbations, which suggests that dolomitization (which erases sedimen~ary structures) and lithification (which inhibits soft sedimentary deformation) occurred after the flint migration.

The shapes and setting of the nodules clearly shows that they were deformed in a ductile way, Le. soft sediment deformation, which could not be possible if they were not embedded in a plastic sediment. Vet, as it is shown by the contrast of shapes between the sediment and flint beds that are in contact (fig. 1), the relative viscosities of the two media were, nevertheless very different. Another implication of some nodules's shape is that the original sediment that embedded the nodules should have had a density similar to the silica gel as many nodules seem to hesitate about migrating upwards or downwards.

Silica rich fluids that circulated in fractures or percolated in the sediments precipitated quartz and chalcedonia in faults and vertical tension gashes. These tension gashes formed when the flint nodules and carbonate sediment were already semi­lithified and the nodules were harder than the surrounding sediments. This occurred due to an increase of the sedimentary overburden that caused sediment compaction. Expulsion of pore water from the carbonate ooze and colloidal water from the flint led to compaction of the sediments and lithification of the flint. Further vertical compaction was accomodated by finer grained sediments (now with a slaty appearance) and generated tension gashes, some of which, in the more ductile sediments, were progressively folded by vertical shortening, i.e. compaction (fig. 1) .

. ' Macroscopic inspection of normal faults .that contain both deformed flint nodules and quartz veins suggests that there is transition between flint and quartzo Also, tension gashes that cross cut flint nodules contain both microcrystalline quartz and chalcedonia, which could be interpreted as a transition from cryptocrystalline through microcrystalline to crystalline variety of silica. It is a possibility that the quartz that occurs in this outcrop originated by diagenesis of the flint caused by burial. Alternatevely, the silica-rich fluids could originate elsewhere deep in the basement and migrate upwards along normal faults. However, this could not explain satisfactorily the presence of

- 29-

crystalline sílica in tension gashes inside broken flint nodules, away from joints and faults, Le. not connected with easy fluid paths in a low permeabílity medium. Hence, a possibility of two sources for the origin of the silica-rich fluids should not be excluded.

Migration and precipitation of the silica-rich fluids occurred during burial and before total compaction of the sediments was achieved as some of the quartz tension gashes are deformed by buckling due to a vertical load (fig. 1). The quartz at Praia do Belixe presents some well preserved fluid inclusions, the study of which it is hoped will yield information about the origin of the silica-rich fluids and in case they were originated within the Carixian sediments, will yield temperatures to constrain burial and isotherms during burial and subsidence.

Most of the quartz that precipitated along the normal faults suffered later cataclasis and the cavities that contain the flint nodules show striae on the flint-sediment contact. These features attest for reactivation of the extensional structures ahd compaction after lithification of the flint and embedded sediment.

12cm

I ------------

~ I

.n.-f srlex epigenizado

~ fenda de traccAo

-- de quartzo dobrada por compacçAo

-.....,

-- -" ~

'tAAO·

...., ~ estralHicaçAo sOO·horizontal

cúspldes de contraste reol6gico + competente • competente + competente

r fendas de tracção de quartzo (1100190")

~ ~ sllex epigenizado total ou parcialmente

J> vazio deixado por nódulo de srlex. apresentando estrias sub-verticais

DISCUSSÃO

- contraste reol6gico de viscosidades - contraste de densidades - mobilidade do sflex - eoiaenia

w o

~GnlPO de C"' .....

• Eotrutural • Teel6IÚca

l" CONFElttNCIA ANUAL JULHO DE Im

- 31-

UTILIZAÇÃO DE CALCÁRIOS OOLíTICOS COMO MARCADORES DE DEFORMAÇÃO

Roque, C & R. Dias

Dep. Geologia Fac. Ciências Univ. Lisboa; Bloco C2-5º Piso, Campo Grande, 1700 Lisboa.

Desde os trabalhos pioneiros de Cloos, que na década de 40 utilizou calcários oolíticos dos Apalaches para calcular a intensidade da deformação ao longo de uma sequência dobrada, que este tipo de material começou a despertar grande inte.resse como marcador da deformação. Com efeito, a existência de partículas aproximadamente esféricas que eram transformadas em elipsóides durante a deformação, é uma situação extremamente favorável para os estudos de quantificação da deformação. Contudo, os trabalhos posteriores vieram mostrar que os pressupostos inicialmente admitidos por Cloos não eram mais do que simplificações passíveis de originarem erros. Com o desenvolvimento que os métodos de deformação finita conheceram principalmente nas décadas de sessenta e setenta, começou a ser possível ultrapassar algumas das limitações anteriores. Com efeito, o problema do contraste de ductilidade deixou de ser problema com o desenvolvimento do método de Fry (Erslev, 1988). Por outro lado, a existência ou não de fabrics iniciais do tipo imbricados ou planares passou a poder ser testada com o desenvolvimento de testes desenvolvidos no âmbito dos métodos do tipo Rff</> (Lisle, 1985); além disto, caracterizando-se os oólitos por relações axiais iniciais baixas, a tendência ao desenvolvimento de fabrics não aleatórios será pouca.

Trabalhos anteriores realizados no autóctone da Zona Centro-Ibérica (Dias, 1994), quer ·em quartzitos do Ordovícico, quer em ferros oolíticos do Silúrico, vieram mostrar que a aplicação simultânea de mais do que um método de estimar a deformação poderia permitir uma melhor compreensão dos mecanismos de deformação intervenientes.

Neste trabalho aplicou-se os métodos de Fry normalizado (Erslev, 1988) e de Rff</> (Lisle, 1985) a amostras de calcários e ferro oolíticos, tentando perceber como é que as discrepâncias encontradas poderiam ser utilizadas para uma melhor compreensão dos mecanismos de deformação. Deste modo escolheram-se uma sequência de amostras que se integravam em dois grupos. Em todas as amostras do primeiro grupo a deformação tectónica era muito fraca enquanto que no segundo grupo foram uncluídas amostras que exibiam uma deformação mais intensa. Quanto às amostras pouco deformadas, elas comprendiam calcários actuais de Abu Dhabi, ferros mesozóicos do Oman, ferros câmbricos do Sul de Marrocos, ferros silúricos de Mação e calcários do Dogger do Maciço Calcário Estremenho. Todas as amostras mais deformadas eram de ferros silúricos de Torre de Moncorvo.

Quando se compararam os valores de deformação obtidos pelos métodos de Fry normalizado e de Rf/</> (Fig. 1), verificou-se que os valores de Rs obtidos pelo método de Rff</> eram inferiores em cerca de 75 a 50 % em relação aos registados pelo método de Fry normalizado.

2,0 r-----.----..,---------.---II

Rf/phi> Fry

1,0 ~:::::::.----'----..l------..L----I 1,0 1,5 2,0

Rs (Fry)

Fig. 1 - Comparação entre os valores de Áf/<I> e de Fry normalizado para amostras de calcários e de

ferros oolíticos pouco deformadas

- 32-

No entanto, quando se comparavam os valores obtidos pelos dois métodos para as amostras 00 líticas mais deformadas verifica-se (Fig. 2) que, embora os valores dados pelo Rf/<I> sejam geralmente inferiores, a diferença é agora muito mais pequena; apenas menos cerca de 25%.

5,0

4,5

Rf/phi>Fry 4,0

;--...

:E A 3,5

~3,O d2 2,5

• 2,0

1,5 Rf/phi <Fry

1,01,0 1,5 2;0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0

Rs (Fry) Fig. 2 - Comparação entre os valores de RfI <I> e de Fry normalizado para amostras de ferros oolíticos de Moncorvo deformadas com alguma intensidade

pela orogenia Varisca

- 33 -

Esta diferença de apenas cerca de 25% tinha já sido encontrada por Evans & Dunne (1991) em calcários oolíticos dos Apalaches (Fig ....

4,0

3,5

Rflphi> Fry ,-..... :E 3,0

~ ~ 2,5

~ 2,0

1,5

Rflphi < Fry

1,°1 " í::::::::~1o...-_..L2--"----3'----'--~4

Rs (Fry) Fig. 3 - Comparação entre os valores de Rf/<j> e de

Fry normalizado para amostras de calcários e oolíticos dos Apalaches Evans & Dunne (1991)

o cálculo dos elipsóides médios para cada um dos grupos anteriores (Fig. 4) mostra que as amostras dos ferros oolíticos de Torre de Moncorvo apresentam valores de deformação (RsFry = 1.9) próximos dos calcários oolíticos dos Apalaches (RsFry =1,8); no entanto, em ambos os casos a deformação é muito superior à apresentada pelas amostras do nosso grupo menos deformado(RsFry =1,5). Isto parece indicar que quando as deformações são incipientes a deformação concentra-se principalmente nas fronteiras dos oólitos, onde produz fenómenos de solução por pressão localizados, que segundo se observa ao microscópico não alteram significativamente a forma dos grãos, produzindo apenas ajustes nos contactos; esta fase precoce de deformação é por isto passível de ser registada pelo método de Fry normalizado, mas não é detectável pelo de Rf/<j>. Verifica-se igualmente que os fenómenos de solução por pressão se distribuem de uma maneira aproximadamente homogenea pelas secções mas sem evidenciarem tendência para coalescerem dando origem a superfícies de solução por pressão. Os fenómenos anteriores intensificam-se com o aumento da deformação, mas mesmo nas amostras de Torre de Moncorvo a solução por pressão não apresenta tendência acentuada para se desenvolver ao longo de planos bem definidos. Com a acentuar da deformação os· grãos começam a mudar de forma e a rodarem, o que já é mensurável utilizando o método de Rf/<j>; deste modo quando a deformação aumenta os valores de deformação obtidos pelos dois métodos tendem a convergir, embora os valores associados ao Fry normalizado tendem a ser mais próximos do valor real da deformação. Esta situação é semelhante ao que tem vindo a ser detectado nos quartzitos armoricanos do autóctone da Zona Centro-Ibérica, onde os fenómenos intragranulares, agora de fracturação, parecem contribuir para uma subvalorização dos valores dados pE310 método de Rf/<j>. ". .

Agradecimentos

2,0

1,9

1,8

1,7 RI'pIli>Fty

:E 1,6 ,.e. ~ 1,5 '" p::

1,4

1,3

1,2

1,1 RI'pIli < FI}'

1,0 ~~--'-....I-...L...-L......I---L--'-.....I-....L....-.&........IL-...L--'-.....I-...L...-L......I--I 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 1,6 1,7 1,8 1,9 2,0

Rs(Fxy)

Fig. 4 - Comparação entre os valores de Rf/ <I> e de Fry normalizado para os elipsóides médios: A- calcários e ferros oollticos pouco deformados B- calcários oollticos dos Apalaches C- ferros oollticos de Torre de Moncorvo

C. Roque beneficiou de uma bolsa concedida pela JNICT no âmbito do programa PRAXIS XXI.

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Este trabalho integra-se no projecto REDIBER, financiado pela JNICT, contracto PBICT/CT N2113/95.

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~GruPO deG"'IosI.

• Rltrutur.l e Tect6blCII

2' CONFERtNCIA ANUAL JULHO DE J.99Ii

TECTONIC OVERPRESSURE ANO HIGH-PRESSURE METAMORPHISM

Neil Mancktelow

Geologisches Institut, ETH-Zentrum, CH-8092 Zürich, Switzerland

There are now many reported examples world-wide of exposures of crustal rocks that preserve evidence for ultra-high-pressure metamorphism (UHP > -2 Gpa). These pressure estimates present major problems in conceiving realistic burial and exhumation histories. Initially buoyant material must first be carried to depths sufficient for the observed metamorphic transformations and then, following reaction and consequent increase in density, exhumed rapidly enough that the high-pressure assemblages are preserved. On both legs of this path buoyancy forces act against the required displacement direction. Models involving extensional normal faulting and tectonic denudation may provided a steeper, more direct route to the surface, but these processes can only be relevant to higher crustal leveis and not for the full exhumation history from initial depths of 80-100 km. This is clear from the fact that the UHP exposures are not embedded in large expanses of exhumed mantle peridotites nor is there evidence in synchronous sediments for large amounts of eroded overlying mantle. Any proposed model must therefore invoke a reverse flow along the subduction zone, at least initially. A

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-subduction channel model, in which the viscous drag of the surrounding matrix is sufficient to overcome the buoyancy of the inclusions, was proposed by England & Holland (1979) as a reasonable means to subduct small buoyant masses to great depth. On cessation of subduction, return flow would be driven by the buoyancy of the surrounding metasedimentary matrix. If the rate of upward movement of the matrix was greater than the rate at which the denser inclusions fell through the matrix, then there would be a net upward transport of the dense inclusions (with high-pressure mineral assemblages) towards the surface. This will occur for inclusions whose dimensions are very small compared with the subduction channel thickness. A more advanced hydrodynamic model, involving reverse flow during continued subduction, was developed by Shreve & Cloos (1986). ln both these models, however, exhumation rates are simply too slow to explain the preservation of UHP assemblages. A fundamental assumption in these models for the exhumation of high-pressure rocks is that pressures indicated by the preserved mineral assemblages are a direct reflection of the depth of burial, as determined for a lithostatic pressure distribution. This may not necessarily be a valid assumption. Important non-lithostatic pressure gradients may occur as the result of confined flow in a subduction zone. The flow of subducted (meta-) sediments in the subduction channel is driven by two sets of forces: the downward shearing force exerted by the subducting slab and the gradient in the hydraulic potential, which combines the effect of both pressure and buoyancy. If the channel walls are effectively rigid, very slight narrowing or broadening -of the- channel (convergence angles 2 1°) can result in very dramatic changes in the (non-lithostatic) pressure distribution along the channel. The geometry of the subducting plate, which is forced to bend under the overriding plate, suggests that the channel should initially narrow downwards and then gradually broaden. A model assuming this geometry, with initial channel width 1500 m, minimum width 520 m and width at 100 km depth 1060 m, a maximum metasediment viscosity of 1019 Pa s in the narrowest region at - 30 km depth, and a convergence rate of 8 cm/a attains pressures >

2 GPa in the channel at only 25-30 km depth (Mancktelow 1995). A decrease in the convergence rate, with a consequent general warming within the channel and associated viscosity decrease, promotes exhumation. The most rapid reverse flow occurs in the region of previously greatest overpressure. Since the exhumation distance is much smaller than for a simple lithostatic pressure distribution and any increase in temperature is coupled with a very strong increase in the rate of exhumation, preservation of very-high-pressure assemblages at the surface in fossil subduction zones is easier for such a scenario than one involving exhumation from mantle depths of 80-100 km. The practical limit for overpressures attainable in subduction zones according to this model is clearly determined by the strength of the channel walls.

References England, P. c., and T. J. B. Holland, Archimedes and lhe Tauern eclogites: the role of Buoyancy in the

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- 36-

~GruPO de GeoJosI.

• Ellnltural e Tectónica

2"C~ClAANUAL JULHODE1lI9fi

EVENTO DE ALTA PRESSÃO NO SECTOR DE ORIOLA: RELAÇÃO COM O EMPILHAMENTO DE "NAPPES" OFIOLíTICAS

J. A. Sousa, P. E. Fonseca & A. R. Ribeiro

Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade de Usboa, Ediflcio C2, 5" Piso, Campo Grande, 1700 LISBOA, PORTUGAL.

Abstract The detailed structural cartography of a criticai Sector near OMola (Ossa-Morena Zone - OMZ), has shown an

earlier deformation event (01), correlated with the obduction of an ophiolitic complex (Capela de S. Lourenço, Antas e Santana) and probably with an high pressure deformation event in eclogitic facies.

ln the units interpreted like an incomplete ophiolitic sequence, often appears a calcium metassomatism (rodingitization); the others are related with metasediments, continental alóctonous crust I vulcanic arc (?) and OMZ basement, both highly deformed by 02, which corroborates models already known in relation to the evolution of the SW suture of lberian Variscan Chain

Resumo A cartografia estrutural de um sector critico na regi~o de Oriola (ZOM), pôs em evidência uma fase de deformação

precoce (01), correlativa da obducção de um complexo ofiolltico (representado em S. Lourenço, Antas e Santana) e um evento de alta pressão na fácies eclogitica, possivelmente relacionado.

Nas unidades que correlacionámos com uma sequência ofiolltica incompleta, é frequente o aparecimento de um forte metassomatismo cálcico (rodingitização); estao também presentes metasedimentos (oceânicos?) e um eventual arco vulcânico I crosta continental alóctone e soco da ZOM, ambos intensamente deformados pela 02, corroborando modelos anteriormente apresentados para a evolução da sutura SW da Cadeia Varisca Ibérica.

Introdução

Este trabalho pretende apresentar alguns dos resultados preliminares de um estudo de cartografia geológica e estrutural ainda em curso, elaborado a propósito de uma dissertação de mestrado.

A área em causa, com cerca de 22Km2 (faixa Norte-Sul com aproximadamente 3Km de largura), faz parte do Sub-domínio de Évora-Beja -Zona de Ossa Morena (Chacon et aI., 1983), encontrando-se a cerca de 30Km a Norte do seu limite meridional onde está definido o Complexo Ofiolítico de Beja­Acebuches (Munhá et aI., 1986).

Petrografia e Metamorfismo

A cartografia permitiu definir diversas unidades que passamos a descrever sumariamente, segundo um corte aproximado de NNE para SSW: Ortognaisses de S. Bartolomeu do Outeiro ou rochas quartzo-feldspáticas ortoderivadas (gnaisses félsicos de tipo 1 - Fonseca, 1995). Metabasitos da Monteza e de Albergaria, formados essencialmente por anfibolitos s.l., confirmando-se nos primeiros uma forte retrogradação para a fácies dos xistos verdes . (predominante neste Sector), com evidente rodingitização (enriquecimento de mineralogia rica em cálcio) e onde se conseguiu·definir uma mancha de metagabros; a dificuldade na caracterização do protólito, eventualmente compatível com uma fácies metamórfica de mais alto grau, não é tão vincada nos segundos, onde inclusivé permitiu definir manchas de eclogitos

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com limites bastante difusos entre um seu termo bastante retrogradado (blastese de albite substituindo a granada prévia) e os frequentes anfibolitos. A Série Vulcano-Sedimentar do Outeiro do Jogo (que separa as duas unidades metabásicas) é constituida por litologias análogas às descritas para a Formação de Águas de Peixe (Série Negra), atribuida ao Proterozóico superior (Teixeira, 1972; Carvalhosa, 1983; Oliveira et aI., 1991): micaxistos por vezes grafitosos, metavulcanitos ácidos (gnaisses félsicos de tipo 2, segundo Fonseca, 1995), liditos ou chertes negros (por vezes avermelhados - ferruginosos) alguns pelitos e localmente rochas calco-silicatadas ou mesmo mármores (por vezes, com alguma carsificação). Falta-nos referir a presença de metasedimentos finos por vezes intercalados nas unidades básicas e referenciados como Filonitos da Barragem do Alvito, muito semelhantes aos observados por Araújo (1993) no Complexo Filonítico de Moura. No canto SW encontram-se os Gnaisses Félsicos da Fonte dos Cabedais, nomenclatura atribuida por Rosas (in prep.) na sua· dissertação de mestrado.

Nas unidades metabásicas, O bandado composicional fortemente desenvolvido com alguma· recristalização dinâmica ie deformação plástica em cristais de plagioclase, evidencia clara da deformaÇãO Cisalhante'que se· fez sentir e' associado· às identificadas condições de alto· grau: metamórfico (fácies eclogítica), refletem uma óbvia correlação 'Com a Unidade Metabásica de Vila Ruiva - Alvito - Vi.ana do Alentejo constituída por eclogitos e Iitologias de alta pressão associadas (Fonseca, 1995), e com a Unidade das Rochas Verdes, onde Carvalhosa (1971) já referia o aparecimento de granadas, clinopiroxenas e hornblenda verde.

Chama-se a atenção, para as cautelas necessárias na separação das granadas hidrotermais frequentes nos rodingitos, das granadas de alta pressão características dos eclogitos.

Tectónica

A primeira fase de deformação (01), mais bem marcada nos Metabasitos de Albergaria (unidade aparentemente menos retrogradada) e com um carácter francamente dúctil, define as estruturas mais . precoces observadas: uma foliação milonítica (S1) com topo para NNE e associada a . zonas de cisalhamento mais ou menos penetrativas, algumas dobras intrafoliais com vergência para NNE e com um padrão em baínha 'expresso pelo paralelismo de alguns eixos e Iineações de intersecção com uma Iineação deestiramento NE­SW a NNW-SSE presente naqueles planos. O sentido de transporte para N­NNE, . é definido por inúmeros critérios às escalas meso e microscópica, nomeadamente: porfiroclastos do tipo sigma e delta com caudas assimétricas, vergência de dobras, sigmóides e estruturas C+S.

A elaboração de um corte· geológico com base nas 'foliações mais frequentes (S2 nos Metabasitos da Monteza e S1 nos de Albergaria), permitiu' confirmar a responsabilidade desta fase na geração dos acidentes que separam as várias unidades presentes, assim como a vergência da mesma .

. ': .,.

- 38-

A segunda fase (02), também de deformação progressiva, apresenta-se ainda num regime de franca ductilidade rodando gradualmente. a vergência das estruturas desde NW até à direcção SW; bem marcada em todas as unidades, mascara quase por completo estruturas e protólitos anteriores.

A foliação milonítica resulta essencialmente da transposição das duas estruturas planares (S1 e S2) e tanto apresenta topo para WNW (Metabasitos de Albergaria), como para WSW na sua congénere a Norte aparentemente mais deformada; sobre esta clivagem, é possível medir uma lineação de estiramento mineral, que em termos geométricos se apresenta orientada preferencialmente em torno da atitude 39°,123°, sendo a que oferece uma melhor expressão neste Sector; também foram observadas algumas dobras desta fase mas com a direcção dos eixos aparentemente anómala, sugerindo mais uma vez a presença de "sheath folds".

Pelas suas características pós-metamórficas de intensidade moderada, as manifestações de 03 apresentam-se essencialmente por uma clivagem de fractura geralmente sub-vertical ou ligeiramente inclinada para NE, que sugere um carácter cavalgante para SW, referenciado na informação regional, podendo levar à formação de uma crenulação sub-vertical nos litótipos de menor competência (Filonitos da Barragem do Alvito).

Numa fase posterior e normalmente designada ''Tardi-Hercínica'' (frágil), reconheceram-se . com base nas atitudes da fracturação sub-vertical predominante, duas famílias de planos que retalham as estruturas anteriores e demonstram uma compatibilidade com o campo de tensões para este período, na Península (Silveira, 1990): a família (melhor representada) de direcção aproximada NNE-SSW poderá ser correlacionada com a Falha da Messejana (componente esquerda associada), enquanto que a outra, N-S a NNW-SSE, não é mais do que o seu conjugado direito.

Conclusões·

A presença de uma fracção de crosta oceânica obductada, pressupõe uma geometria do tipo "flake", anteriormente proposta para a sutura Sul da Cadeia Varisca Ibérica (Ribeiro et aI., 1988). Neste caso, defendemos que esta sequência ofiolítica possa ter relação com um oceano meridional equivalente ao sugerido para S. Lourenço (Sousa et aI., 1993), não pondo de lado uma possível continuidade lateral com o COBA (crosta menos evoluída e por isso relacionada com uma bacia "back-arc"); um estudo geoquímico mais aprofundado poderia definir qual a afinidade geoquímica desta fracção, restrin·gindo possivelmente estas hipóteses.

O facto de encontrarmos sedimentos intercalados na sequência fortemente deformada e metamorfizada, sugere só por si uma imbricação tectónica já referida por Rosas et aI. (-1995), responsável pelos contactos entre as diversas unidades e por inúmeras zonas de cisalhamento no seu interior; sendo a observada recristalização metamórfica típica de altas pressões,

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também favorecida pelas diferenças reológicas envolvidas (Fonseca & Ribeiro, 1995).

Parece confirmar-se, portanto, o modelo defendido por Fonseca et aI. (1993), elaborado após o recente reconhecimento de um episódio de alta pressão no Sector de Viana do Alentejo - Alvito e Águas de Peixe (imediatamente a Oeste), associado à subducção (do tipo A) e obducção (?) de uma escama ofiolítica para Norte (pré-imbricação), o que está de acordo com a deformação destas paragéneses pela 01.

A interpretação dada no decurso deste trabalho, evidencia a necessidade de elaboração de uma ampla revisão na estratigrafia do bordo Sul do Terreno Ibérico.

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• Ellrutuntl e Ted6a1co

2' cONF'I!IffiNCIA ANUAL JVLIIODE1lI9jÇ

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~GrvPO de Geolocl.

A ESTRUTURA DE SERPA-BRINCHES: TECTÓNICA DE IMBRICAÇÃO DURANTE A 18 FASE DE DEFORMAÇÃO VARISCA E SUA RELAÇÃO COM O EVENTO METAMÓRFICO DE ALTA PRESSÃO NO SW DA ZOM.

P. E. Fonseca Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, Edifício C2, 5° Piso, Campo Grande, 1700 LISBOA, PORTUGAL.

Abstract

ln the Serpa-Brinches structure, three main units can be found as ali over the SW of OMZ. These units are, from oldest to younger: a locally migmatized very heterogeneous array of biotite-muscovite micaschists, lidites, and some rare impure limestones, which is considered to be equivalent to the ·Série Negra" (Precambrian); a felsic gneiss unit which includes gneisses derived from granites, deformed acidic volcanic rocks and, rarely, sedimentary rocks (arcoses); a marble unit with impure Iimestone leveis which are metamorphosed to calc-silicious rocks (os presumed Cambrian age). These units are tectonically superposed, the oldest unit being on top and the younger (the marbles) at the base as a para-autochthonous. The overall structures shows c1ear evidence of tectonic thrusts to the N-NNE; this tectonic event is the same that emplaced the Beja-Acebuches Ophiolitic Complex (BAOC) farther south. The two remaining tectonic events Iikewise, are equivalent to those described for the BAOC: the first is represented by N-S axis folds, vergent to the W, and by west striking sinistrai strike-slip faults; the second one is a remobilisation of these same strike-slip faults as SW vergent thrusts.

ln the Alvito-Viana do Alentejo region a Variscan high pressure tectono-metamorphic event has been identified (showing several different eclogitic units) and correlated with a southem ophiolite obduction, and to the tectonic imbrication of several autochthonous and alochthonous units, including other oceanic lithosphere fragments. These fragments were recognized scattered ali over the OMZ. The high pressure event has been traced to the W till the Safira­Santiago do Escoural area. The PTt path elaborated for this area is inconsistent with field observations. The lateral escape of the OMZ (tectonically similar to a f1ower-structure in a transpressive left lateral strike-slip regime), accompanied by a f1ake tectonic's geometry of the southern ophiolite, produces a heterogeneous tectonic overpressure event.

Introdução

Na estrutura de Serpa-Brinches as estruturas de primeira fase - 01, vergentes para N-NNE, mostram uma intensa imbricação tectónica de unidades atribuídas ao Proterozóico sup., sobrepostas a litologias atribuídas ao Câmbrico. Esta megaestrutura foi considerada, até à pouco tempo, como um anticlinal ou um antiforma, mas posteriormente ao reconhecimento da 1 a fase de deformação (vergente para N no Ofiolito de Beja-Acebuches), este evento tectonometamórfico foi igualmente referenciado nesta estrutura. Com a continuação dos trabalhos de campo outras evidências de estruturas 01 foram observadas na ZOM, com iguais sentidos de movimentação. Individualizaram­se, tanto em sectores meridionais como até bastante mais a NE, em áreas para N de Moura, S. Bartolomeu do Outeiro e até na região de Torre de Coelheiros (ARAÚJO et aI., 1993; 1994; FONSECA et aI., 1993 e FONSECA 1995).

O primeiro evento de deformação na ZOM era considerado uma fase de dobramento com eixos N-S, vergente para W (como no caso das estrutura de Serpa-Brinches, Ventosa-S. Brissos-Trigaches e Alvito-Viana do Alentejo). A maioria dos autores referia que este evento era correlacionável com a fase mais amplamente observada (por exemplo na grande Unidade dos· '!Xistos de Moura"), vergente para SW. Porém anteriormente a este episódio evidências de uma fase de deformação vergente para N encontra-se quase sempre visível na ZOM. Por vezes apresenta-se bastante esbatida mas é tipicamente

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caracterizada por um estiramento mineral (próximo de N-S) em que critérios cinemáticos indicam movimento para o quadrante N. As observações inicialmente efectuadas na estrutura de Serpa-Brinches foram deste modo muito importantes para um modelo de toda a ZOM na Cadeia Varisca Ibérica.

Refira-se ainda que as sucessões litológicas nas estruturas de Serpa­Brinches, Vidigueira e Alvito-Viana do Alentejo são semelhantes. Admite-se a possibilidade de serem o mesmo alinhamento, i.e. serem equivalente laterais.

Unidades Litoestratigráficas

As principais unidades litoestratigráficas presentes em todo o SW da ZOM são das mais antigas para as mais recentes: - "Série Negra" considerada do Proterozóico sup'erior.

Esta unidade é a mais antiga presente. Mostra um grau metamórfico, uma deformação e respectivo desmembramento muito superiores às restantes. Esta unidade, que ocupa sensivelmente o centro da estrutura de Serpa-Brinches, é essencialmente constituída por micaxistos, micaxistos biotíticos, gnaisses biotíticos (apresentando estas litologias localmente migmatização), anfibolitos s.1. e liditos elou quartzitos negros com pequenas intercalações de rochas carbonatadas castanho-amareladas, grafitosas e parcialmente silicificadas. Esta unidade é considerada, pela maioria dos autores, como sendo do Proterozóico superior.

- Unidade dos Leptinitos, rochas quartzo-feldspáticas ou dos gnaisses félsicos com uma idade atribuída, com algumas dúvidas, ao Proterozóico superior.

Esta unidade é quase que exclusivamente constituída por gnaisses félsicos. Os gnaisses félsicos ortoderivados - derivados de granitos - e que são a grande' maioria das litologias presentes. Estas litologias aparecem no geral fortemente deformados, tanto com forte foliação milonítica, como com forte lineação de estiramento mineral (constituindo no geral tectonitos de tipo L). Possuem no geral uma cor rosada a branco amarelada, quando mais alterados. A cor rosada é devida a uma abundância de feldspato potássico, que, juntamente com quartzo, alguma mica escura, turmalina, zircão e anfíbola, são os minerais constituintes desta litologia. Em lâmina delgada, os pontos triplos (a 120°) são abundantes fora das zonas de maior deformação, parecendo indicar, por vezes, uma natureza granulítica. Onde esta se concentra em bandas de milonito, são observáveis sistemas de porfiroclastos com simetria interna monoclínica, que dão bons critérios de movimento.

- Unidade dos mármores, atribuída ao Câmbrico inferior. Nesta unidade predominam os mármores, cinzentos, claros ou localmente

rosados, com bandado metamórfico no geral bem desenvolvido. Nos mármores nunca foram efectuados quaisquer tipos de constrangimentos cronológicos, com base em conteúdo fossilífero. O facto deve-se ao alto grau de metamorfismo

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com forte recristalização que as rochas carbonatadas apresentam. Contudo, tem-se-Ihes atribuído a idade de Proterozóico superior (DELGADO, 1905; CARVALHOSA, 1983) ou Câmbrico inferior (CARVALHOSA, 1965; OLIVEIRA e PiÇARRA, 1986). Estes autores, unicamente por correlação litoestratigráfica, admitem uma idade do Câmbrico inferior, por comparação com a região de Elvas, onde existem fósseis daquela idade associados a calcários dolomíticos. Em nossa opinião, uma correlação desta espécie entre sectores tão longínquos e com estruturas tão diversas, somente por um acaso poderá estar correcta.

Estes mármores de grão geralmente muito grosseiro, devido à forte recristalização metamórfica, possuem quase invariavelmente alternâncias de bandas claras (brancas a cizento claras) e escuras (verdes, cinzento escuras). devido à presença de forsterite, diópsido, biotite e flogopite. Estes últimos minerais aparecem devido ao forte conteúdo em impurezas destes mármores, que na origem possuíam, decerto, nivéis margosos.

O evento tectono-metamórfico de alta pressão da ZOM

Contrastando fortemente com o que se encontrave descrito para a ZOM, um evento tecto no-metamórfico Varisco de alta pressão tem vindo a ser objecto de estudos pormenorizados quer cartográficos, quer petrográficos e geoquímicos (FONSECA et aI., 1993; FONSECA, 1995; ROSAS e LEAL in prep.). Imbricações tectónicas de várias unidades podem ser observadas com uma grande expressão. Dentro dessas unidades destacam-se: Série Negra de Água de Peixe (constituída por xistos negros carbonosos, micaxistos e liditos), mármores, gnaisses félsicos ortoderivados (geralmente designados leptinitos) e rochas básicas metamorfisadas na fácies eclogítica. As litologias básicas, quando frescas, apresentam-se constituídas por granada+onfacite+glaucófano± paragonite. A evolução metamórfica polifásica pode ser representada por um PTt "path" onde os dados geotermobarométricos obtidos mostram no pico máximo da pressão um valor de 14 -16 Kbar. Para as densidades das litologias envolvidas, no sector de Alvito-Viana do Alentejo, ter-se-ia de fazer apelo a profundidades na ordem dos 40 a 50 quilómetros. Porém não existem, até ao momento, quaisquer tipos de evidências para o desmantelamento de uma cadeia de montanhas (mesmo que actualmente completamente arrasada) com esta envergadura, no SW da Cadeia Varisca Ibérica. A destruição dessa presumível cadeia montanhosa teria como resultado do seu arrasamento a formação de abundantes e espessas bacias de molasso (como acontece por exemplo a N e a S dos Himalaias). As bacias de "flysch" de Terena e da Zona Sul Portuguesa não são de modo algum uma evidência desse desmantelamento.

Significado Geodinâmico das observações efectuadas

Em nossa opinião, a associação mineralógica descrita para o sector de Alvito-Viana do Alentejo é característica de uma tectónica de empilhamento de

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mantos de carreamento. As diferenças de reologias envolvidas favorecem a recristalização metamórfica típica de altas pressões. O "stress", ou pressão não hidrostática, é catalisador das reacções em fácies de alta pressão. O desenvolvimento de cataclase, subgranulação e milonitização, ao induzir nos minerais deformações permanentes, provoca, entre várias modificações, o aumento da superfície reactiva dos minerais. Este facto incrementa a energia livre de Gibbs do sistema (das fácies mineralógicas).

O significado geodinâmico do evento de alta pressão localizado no tempo e no espaço geográfico da ZOM, aponta para a conjugação de vários factores singulares. Concorrem para a sua existência principalmente três: 1) Diferenças muito elevadas de viscosidade entre as litologias envolvidas nesta região - por exemplo as rochas carbonatadas (actualmente mármores) e litologias básicas, provavelmente metabasaltos (actualmente eclogitos). Análises de difracção de raios X mostraram a existência de aragonite (em pequenas quantidades) na unidade dos mármores, no seio da qual ocorrem também as litologias metabásicas na fácies eclogítica. A mudança de fase calcite-aragonite deverá ser devida a um aumento da cinética química do CaCo3 em regimes de pressão mais elevada. Variações no "deviatoric stress" relacionadas com esta heterogeneidade litológica na litosfera produzem, sem dúvida alguma, variações brutais na pressão efectiva, podendo chegar aos 8 Kbar, como refere

.. MANCKTELOW (1993, 1995). Uma maior competência e maior viscosidade (associada geralmente a uma maior pressão de fluidos) favorecem a deformação e, assim, a dissipação da tensão, enquanto que uma menor viscosidade e maior resistência favorece a acumulação da tensão e o aumento da pressão média - "mean stress" (MANCKTELOW, 1993, 1995). Deste modo, os leitos isolados de rocha básica (provavelmente boudinados em episódio anterior) são envolvidos pelas litologias carbonatadas podendo ficar sujeitos a pressões muitíssimo elevadas. 2) Um regime tectónico em que predomina o escape lateral do bordo SW da ZOM. Relacionada com a formação do ramo S do Arco Ibero-Armoricano, a ZOM é forçada a escapar-se para E (coordenadas actuais) devido à colisão oblíqua do Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches com o bordo meridional do Terreno Autóctone Ibérico (como acontece noutras colisões oblíquas ex: Himalaias). 3) Uma geometria em floco tectónico - "flake tectonics" - evidenciada pela obducção do COBA para NE, similar à polaridade da subducção que origina a intrusão do CIB. O confinamento provocado por estes dois últimos factores (mecanismos de deformação) favorece e explica uma sobrepressão tectónica muito localizada, que será tanto maior quanto mais próximo do fecho da estrutura para W nos encontrarmos.

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J&Grupo d. Geolosl.

.. Estrutural e Tect6alea

2' CONFERtNCIA ANUAL JULHO DE 1996

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ESTRUTURAS DESENVOLVIDAS EM ORTOGNAISSES DA UNIDADE DE LOUROSA, INDUZIDAS PELO CARREAMENTO DE S. JOÃO-DE-VER. ASPECTOS DA DEFORMAÇÃO NO AUTÓCTONE (SECTOR ESPINHO-ALBERGARIA, ZONA DE OSSA-MORENA)

Chaminé, H. 1.1.2; Fonseca, P. E.3; Pereira, E:'& Ribeiro, A.3

1 Cep. de Geologia. Faculdade de Ciências; 2 Centro de Geologia. Universidade do Porto. Praça Gomes Teixeira, 4050 Porto. Portugal.

3 Cep. de Geologia. Faculdade de Ciências. Universidade de Usboa. Ediflcio C2, Campo Grande, 1700 Usboa. Portugal.

4 Instituto Geológico e Mineiro. Rua da Amieira, 4466 S. Mamede de Infesta. Portugal.

Abstract

This study presents the preliminary results of a deformation analysis of a criticai outcrop (Souto Redondo, Malaposta quarry) in Lourosa unit (Iower member). This outcrop is located near the suture between the Ossa-Morena Zone (O.M.Z.) and the Central-lberian Zone (C.lZ.) in the Espinho-A1bergaria metamorphic belt {Northem Portugal). ln this outcrop severa I mesoscale criteria of shear sense, as metric sheat folds, c-s planes in mylonitic shear zones, have shown the existence of significant tectonic movimentation towards N-NNW, during the precocious (01.2) Variscan fold phases. The thin section study confirms this data. The main tectonic relationships to the S. João-de-Ver thrust are also discussed in present paper.

Resumo

Apresenta-se um estudo preliminar da deformação num afloramento critico em Souto Redondo, "Pedreira da Malaposta", na unidade de Lourosa (membro inferior). Este afloramento situa-se na Zona de Ossa-Morena (Z.O.M.), no sector Espinho-A1bergaria (Norte de Portugal). Neste afloramento, foram observados, à escala mesosc6pica, c-s em zonas de cisalhamento, milonitos e dobras em bainha de dimensões métricas, que indicam um sentido de cisalhamento para Norte-Nomoroeste (N-NNW). Os critérios de cisalhamento observados à microescala confirmam estes resultados. Esboçam-se ainda as principais relações tectónicas, observadas no terreno, com o carreamento de S. João-de-Ver ..

1. Introdução. Enquadramento tectonoestratigráfico regional

o afloramento critico de Souto Redondo ("Pedreira da Malaposta"), situa-se na designada faixa precãmbrica de Espinho-Albergaria, e inclui-se na unidade de Lourosa, da Zona de Ossa-Morena (Z.O.M.) da Cadeia Varisca Ibérica. Este afloramento encontra-se relativamente próximo à falha Porto-Tomar que define o limite geológico entre a Z.O.M. e a Zona Centro-lbérica (Z.C.L).

o sector de Espinho-Albergaria é constituido por três unidades tectonoestratigráficas, correspondendo a uma sequência metassedimentar aut6ctone invertida, que da base para o topo, são: unidade de Lourosa, unidade de Espinho e unidade de Arada. A esta sequência sobrepOe-se, por tectónica pelicular, a designada unidade al6ctone de S. João-de-Ver (Chaminé et ai. 1995, 1996).

A unidade de Lourosa foi descrita e proposta, por Chaminé at ai. (1995) e Ribeiro at ai. (1995), com base na cartografia geológica, estratigrafia e estrutura. Esta é uma unidade autóctone que aflora desde a localidade de Valadares (V. N. Gaia) até próximo à localidade de Santiago de Riba-UI (Oliveira de Azeméis). O seu limite Ocidental corresponde a uma falha inversa, cavalgante para Oeste - cavalgamento de Lourosa - que põe esta unidade em contacto com a unidade de Espinho. O contacto Oriental está sublinhado essencialmente pela presença de granitóides e é feito, em parte, pelo limite oeste do carreamento de S. JoAo-de-Ver.

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A unidade de Lourosa é constitufda por rochas metamórficas de alto grau, designadamente, migmatitos, ortognaisses, micaxistos e anfibolitos. Esta unidade foi dividida em dois membros, inferior e superior, consoante o predomlnio, respectivamente, de migmatitos e anfibolitos (Chaminé et ai. 1995).

Os afloramentos próximos à localidade de Souto Redondo incluem-se no membro inferior da unidade de Lourosa, correspondendo a uma série de corpos individualizados de ortognaisses e granitóides gnáissicos deformados, de orientação geral Noroeste-Sudeste, sendo o encaixante constitufdo por migmatitos (fig. 1).

2. AnAlise da Deformação

2.1. Generalidades

o afloramento em estudo, "Pedreira da Malaposta", situa-se próximo à localidade de Souto Redondo e corresponde a um corpo granitóide deformado (por vezes, muito deformado), de orientação geral NW-SE, onde estão actualmente em laboração três pedreiras, que de Norte para Sul, tomam a designação de Pedreira Norte N° 1 (PN 1), Pedreira Norte N° 2 (PN2) e Pedreira Sul (PS).

Na "Pedreira da Malaposta" foi posslvel diferenciar no terreno os seguintes litótipos, a saber: Q granitóides gnáissicos moscovíticos de grão médio a fino; iQ ortognaisses (s./.); iii) milonitos elou ultramilonitos; iv) micaxistos, paragnaisses e migmatitos. Os encraves, de natureza metassedimentar, são escassos.

Todos os litótipos referidos são recortados por um sistema de filões quartzosos, com sulfuretos (nomeadamente, pirite e arsenopirite), de direcção geral ENE-WSW a NE-SW, subverticais. Foram registados cisalhamentos dúcteis de movimento dextro, de direcção NW-SE.

A "Pedreira da Malaposta" encontra-se muito fracturada, sendo esta traduzida por um apertado e intenso diaclasamento dos distintos litótipos, destacando-se uma famflia de diaclases de orientação NNW-SSE, subvertical. Muitas das falhas observadas, de direcção NW-SE, resultam da reactivação destas descontinuidades, gerando, por vezes, intenso esmagamento e argilização, principalmente nos litótipos granitóides de grão médio afino.

2.2. Caracterização da deformação

Na caracterização da deformação recorreu-se essencialmente ao estudo dos critérios mesosc6picos e microscópicos.

2.2.1. Critérios de clsalhamento à escala de afloramento

Os principais critérios observados na "Pedreira da Malaposta" à escala mesoscópica foram:

i) "critérios c-s', observados em zonas onde a foliação milonftica se toma muito penetrativa. A geometria dos planos c;..s confirma o sentido de movimentação para NNW;

ii) "dobras em bainha" ("sheat folds", dos autores anglo-saxónicos), que são dobras complexas, de estilo caracterfstico, com éixos aproximadamente paralelos à direcção de estiramento (Ramsay 1980). Foram reconhecidas no afloramento dobras deste tipo, por vezes, com dimensOes métricas, por exemplo na PN2. A partir do seu padrão de dobramento caracterfstico, com charneiras a fechar para NNWe o eixo a mergulhar para NNW, confirmando-se assim a existência de forte movimentação para Nomoroeste.

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2.2.2. Critérios de clsalhamento à escala microscópica

Para os estudos microestruturais foram efectuadas lâminas delgadas, a partir de amostras orientadas, isto é, paralelamente à lineação de estiramento e perpendicularmente ao plano da foliação.

A escala microscópica foi posslvel reconhecer, no afloramento em questão, microestruturas que confirmam o sentido da movimentação para N-NNW. Assim, observaram-se os seguintes critérios: Q ncritérios o-S', traduzidos por sigmóides de minerais micáceos elou quartzo; ii) "porfiroclastos do tipo u", principalmente em quartzo e feldspato.

Convém referir que, por vezes, a intensa recristalização observada em toda a lâmina delgada, com subgranulação dos grãos de quartzo, impossibilita elou mascara a visualização dos critérios microestruturais.

2.3. Relações tectónicas com o carreamento de S. Joio-de-Ver

A figura 2 ilustra de forma esquemática as principais relaçOes estruturais entre o carreamento de S. Joio-de-Ver e o afloramento da nPedreira da Malapostan. Com efeito, as condiçOes de afloramento são óptimas para um estudo, principalmente ao nlvel da mesoestrutura, pois Iocaliza-se, quer muito próximo da falha de desligamento direito (03 Varisco) Porto-Tomar, quer nas proximidades do bordo Leste do carreamento de S. JoãcKfe-Ver.

o presente estudo evidenciou a influência do referido carreamento na estruturação da foliação milonítica elou ultramilonltica, correspondendo no terreno a rampas sub-horizontais de intensa deformação. Para além disso, a existência de dobras em bainha, de grandes dimensões, demonstra cabalmente a forte movimentação do carreamento, e a resposta destas ao intenso cisalhamento, que leva o eixo de mergulho destas dobras a tomar-se subparalelo à direcção da movimentação, isto é, para N-NNW. A direcção do movimento está congruente com o esquema regional proposto para área por Chaminé at ai. (1996).

3. Conslderaç6es finais

o estudo preliminar da deformação do afloramento crItico da "Pedreira da Malaposta", pertencente à unidade de Lourosa (Z.O.M.), comprova, com base em vários critérios meso e microestruturais, um sentido de cisalhamento para N-NNW. Este afloramento localiza-se muito próximo ao bordo Leste do carreamento de S. João-de-Ver, o que induz uma intensa deformação, materializada, por exemplo, pelos planos de foliação milonltica que são concordantes com a forte movimentação do referido carreamento para N-NNW.

Agradecimentos Helder Igléslas Chaminé beneficia de uma Bolsa de investigaçAo da Junta Nacional de Investigaçao Cientifica {J.N.I.C. T.)lPRAXIS XXI, BD-2633-93-RN; o presente estudo insere-se na linha de investigaçAo nO 34 {"R.E.-C.10- Geologia das Baciasi do Centro de Geologia da Universidade do Porto. São devidos agradecimentos à Administração da empresa concessionária da "Pedreira da Malaposta" e aos Engs. Aralljo e P. Ferraz, por todas as facilidades durante os trabalhos de campo nas Pedreiras.

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• Ellrutaral e Tect6a1ct1

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Neil Mancktelow

Geologisches Institut, ETH-Zentrum, CH-8092 Zürich, Switzerland

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Orogen-parallel extension and exhumation during continued convergence are characteristic features of the late history of many mountain belts and two classic examples occur in the Alps - the Simplon and Brenner Fault Zones. The general synchronicity of convergence and extension is reflected in the interplay between folding and faulting preserved in these areas. The geometry determined in these well-studied regions may help recognize other examples where the original tectonic setting is not so obvious. The single consistent fabric element in these zones is the stretching Iineation, taken to represent the fault movement direction. The axes of folds are ali statistically parallel to this direction, but the axial planes are quite variable, reflecting the different timing of folding relative to mylonitization. Early folds in layering have axial planes represented by the dominant mylonitic foliation, which is itself locally isoclinally folded into intrafolial folds, with axial planes approximately parallel to the foliation in the surrounding mylonites. More upright open folds occur on metric to kilometric scale, with Iittle axial plane foliation, and with evidence for a flexural slip fold mechanism from weak fibrous mineral growth on the folded mylonitic foliation. Strong linear fabrics are often developed in the hinge of these folds, reflecting the prolate finite strain geometry developed from the superposition of shortening perpendicular to the axial plane on the earlier folded fabrico The upright open folds in the mylonitic foliation are transected by both the discrete detachment fault of the extensional system and by a narrow zone « -100m thick) of younger mylonites with foliation concordant to the detachment. Reclined folds with this new foliation as axial plane aredeveloped in the upright limbs of the earlier upright folds. Finally, the detachment itself is involved in open folding, which can result in an overall elongate domai shape to the detachment surface itself (e.g. in the ''turtlebacks'' of Death Valley and many of the core complexes in SW USA). The progressive development of folds, with the largest amplitudes observed in the oldest ductile deformation fabrics, decreasing to weak corrugations and broad warping in the youngest discrete detachment sUrface, is a compelling argument for synchronicity between folding and extensional faulting. The ratio between the magnitudes of coeval convergence and extension will determine whether there is overall crustal thickening or thinning at any one time. With decreasing convergence rates late in the orogenic history, extension and exhumation will progressively dominate, but the transition will be gradual and many of the structures reflecting the earlier stages (in particular the upright folding with fold axes parallel to extension direction) will be preserved.

~GruPO deG<oJosla

• Estrutural e Tectónica

2." CONFERtNCIA ANUAL JULHO DE 1996

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RELAÇÕES DEFORMAÇÃO - METAMORFISMO EM DIFERENTES UNIDADES ESTRUTURAIS DA REGIÃO DE VILA POUCA DE AGUIAR

Ribeiro,M.A(1) (2); Guedes A. (1) & Noronha, F. (1) (2)

(1)- Centro de Geologia da Fac. Ciênc. da Univ.do Porto; Praça Gomes Teixeira - 4CSO PORTO (2) Departamento de Geologia - Fac. Ciênc. da Univ.do Porto; Praça Gomes Teixeira - 4CSO PORTO

Abstract: The relationship between microstructures and metamorphism in different stNctural leveis is established, comparing three sectors of the "Domínio Peritransmontano" in Vila Pouca de Aguiar region, selecting samples of similar lithology from slightly different lithostratigraphic sequence, assumed of the sarne age. Two sectros are located in the eastern domain of the Régua-Verin fault, and the third one is Iocated in the westem domain of the sarne fault. The cronological relationship of the foliation and the mineralogical association of the metamorphic peak is established in each sector. .

Resumo: No sentido de estabelecer as relações entre a deformação e o metamorfismo em diferentes níveis e/ou unidades estruturais, comparam-se três sectores do Domínio Peritransmontano, na região de Vila Pouca de Aguiar, seleccionando idênticas litologias, em sequências litoestratigráficas um pouco diferentes,mas que se assumem de idêntica idade. Comparam-se dois sectores a Este da falha Régua-Verin com um terceiro sector a Oeste da referida falha. Em cada sector estabelece-se a cronologia relativa das foliações visíveis, e caracteriza-se a paragénese do pico de metamorfismo, definindo o seu posicionamento relativamente à foliação principal.

INTRODUÇÃO

Os estudos cartográficos realizados na região de Vila Pouca de Aguiar, permitiram a individualização de diferentes unidades litoestratigráficas, bem assim como a sua caracterização estrutural. Na região a Este da falha Régua-Verin o detalhe cartográfico permitiu a definição de duas unidades estruturais, Unidade de Carrazedo e Unidade de Três Minas, também diferentes em termos litoestratigráficos (Ribeiro et aI., 1995). Na região a Oeste da referida falha foram individualizadas três unidades litoestratigráficas, cuja sequência litológica e estrutura (Noronha, 1983, 1992) aponta no sentido da sua correspondência com as unidades definidas na região a Este, nomeadamente a correspondência da unidade Sa (Gondiães), com o conjunto das duas unidades litoestratigráficas englobadas na unidade Estrutural de Três Minas (Unidades A e B).

Neste trabalho procede-se ao estudo comparativo das relações deformação­metamorfismo em três sectores escolhidos e localizados nas unidades estruturais antes referidas: sector 1 - Unidade estrutural de Carrazedo (Unidades litoestratigráficas 8 e C); sector 2 - Unidade estrutural de Três Minas (Unidades litoestratigráficas 8 e A) e sector 3 - Unidade Sa (Gondiães) (Fig. 1). Estes sectores foram seleccionados por serem representativos das sequências litológicas que se observam nas unidades estruturais a que 'pertencem.

CARACTERIZAÇÃO UTOESTRATIGRÁFICA E ESTRUTURAL

Na figura 1 apresenta-se a localização, bem assim como um perfil e uma coluna litoestratigráfica esquemática de cada um dos sectores.

SECTOR 1 - Localiza-se a S-SE de Tázem, abrangendo o contacto entre a sub­unidade 82 e a unidade C. A sequência litológica, de baixo para cima compreende filitos ". . .". .

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mais ou menos carbonosos com intercalacçães gresosas de composlçao quartzo­feldspática e menos carbonosas, que originam um bandado claro e cinzento-negro característico - Unidade 8, seguindo-se bancadas métricas quartzíticas e quartzo-fi líticas , por vezes ricas em turmalina, intercaladas com gresofilitos andaluzíticos -Unidade C. A estrutura é sub-horizontal, com So bem marcado pelas bancadas quartzíticas e apresentando pequena inclinação para N, variando entre 10° e 35°, com direcções entre N60° e N130°. So é, em geral paralelo à foliação principal (Sn=S2), sendo ambos afectados por uma deformação posterior que origina dobras de plano axial subvertical com direcção N120o, associada às quais se desenvolve por vezes uma clivagem de fractura subvertical elou uma crenulação, esta última sobretudo nos níveis mais pelíticos. A fase de deformação responsável por estas estruturas (On+1) será a fase 03. Nas intercalações mais gresosos da unidade 82 e nos quartzofilitos da unidade C é visivel uma foliação anterior a Sn (Sn-1=S1), preservada em "microlithons" definidos por Sn elou 80; Esta foliação Sn-1 é em geral mais verticalizada do que Sn e So.

SECTOR 2 - A sua localização engloba as cortas das explorações romanas de Três Minas abrangendo o contacto entre a sub-unidade 82 e a Unidade A. A sequência litológica compreende liditos intercalados com xistos luzentes mais ou menos acinzentados e por vezes negros (Unidade 8), passando a gresofilitos esbranquiçados e filitos esverdeados, com algumas intercalações quartzováquicas de espessura centimétrica (± 6 cm) (Unidade A). A estrutura é subvertical marcada pelo paralelismo das estruturas ante-S3. A foliação principal Sn origina uma lineação de intersecção com So que é ondulada e crenulada na fase 03. A foliação S3 (Sn+1) é uma clivagem de fractura sem recristalização associada e está mais verticalizada que as estruturas anteriores.

SECTOR. 3 - Localiza-se a S da povoação de Gondiães no interior da área abrangida pela unidade Sa. Esta unidade compreende xistos pelíticos e micaxistos intercalados com xistos ampelitosos e liditos e com algumas rochas calcossilicatadas e quartzitos. A foliação principal, de carácter regional (Sn) está em geral bastante verticalizada, embora menos que a clivagem de fractura Sn+1 =S3. Sobre os planos de Sn desenvolve-se uma crenulação subhorizontal, N120o, muito marcada sobretudo nos níveis mais pelíticos.

RELAÇÃO DEFORMAÇÃO METAMORFISMO

Foi seleccionada uma amostra de cada um dos sectores, com idêntica litologia (e quimismo - composição sílico-aluminosa) para estudo comparativo do metamorfismo e da sua relação com as foliações e crenulações presentes.

Apresenta-se no quadro I a síntes.e dos resultados, evidenciando as· foliações ··vísiveis e a sua relação com a recristalização metamórfica.

Estudos do poder reflector da matéria orgânica foram efectuados em amostras de liditos e xistos negros associados às amostras seleccionadas em cada um dos sectores. O sector 3 apresenta valores mais elevados de poder reflector, em partículas de matéria orgânica de forma mais homogénea e de maior dimensão relativamente às estudadas nos sectores 1 e 2. Entre os sectores 1 e 2 não se verifica grande variação no poder reflector.

sw

Sector 3

~

XlM*lftlc ..... aMi.t .......... Il00(11). .... ~ .. ..--. .-c,.) ...... 1ao ... -..( .. ~ c-...

~

NE Marco 2·

'~

UNIDADE

DE

CURROS

Sector 2

~j:·,~,~;g~i

SUS·UNIDADE P"'" -"~If.l 92

Três Minas

Legenda das colunas Iitoestratigráficas correspondentes aos sectores 1 e 2

~

!.y, I:!....:!...!J~....,.

~_ ... b1ô~,,·c.I~

fDS--_1C..w:. ...... ~~i5J~ [~-'._-0-" t~tlill Our\zQftloa

?~-! ' / I,' \ ISW

Sector 1

DE

CUBO

(C)

UNIDADE

DE

VALE

DE

'GUA

(B)

TAZÉM

NE & o lkm '---'

.Fig. 1 - Locahzação dos sectores em estudo e respectivas colunas htoestratIgráticas e pertis esquemátIcos VI N

Amostra Descrição l~ol6gica

Foliações visíveis

Análise química (elementos maoires)

Mineralogia

Relação deformação I cristalização

Evolução metamÓrfica

Poder reflector da matéria orgânica (em amoslras de lditos e xistos negros associados às amostras _as)

CONCLUSÕES

8ector1 MA 136

Xisto andaluzftico

80 não visível 8n - sub-horizontal Crenulação (Dn+1) =. 03

5102- 71,S; Al203-15,38; Fe203- 7,2; MgO-O,26; cao.c,05; Na2O~,l; K20-2,33; Ti02~,86; P205-0,13.

8t And Biot MB Qz

8t+And+Biot+MB+Qz

5n Cren.

~i

R%(max)

QUADRO I 8ector2

MA 128 Fil~owrde

80 /I 8p=8n (verticalizadas) 8n+1 - clivagem de crenulação (On+1)=.03

5102- 61,S; AI203-20,82; Fe203- 6,44; MgO-l,72; CaO~,oo; Na20~,34; K20-4,39; TI02-1,02; ~O5-O,12.

Qz+MB+CI

5n 5n+1

t (R .... entlçlo sem

Qz IKrislalizaçlo)

MB ,

CI ,

-flc Crenulaçlo D3

R%(max)

8ector3 MA9

Micaxisto

80 não visível; 8n-1 8p=8n (verticalizada) 8n - Foliação ante 03 verticalizada nesta fase.

5102- 68,0 A1203-15,23; Fe203-7,ll; MgO-l,54 cao.c,05; Na20~,43; K20-4,29; TI02~,8; P205~,12.

And±Cord+Biot+MB+Qz

And Cord Biot MB Qz

"fc

5n-1 5n

, -;-

8 1 51 (ou 52) reactivada por 03

< >

- 53 -

Tempo >

R%{max)

1 - Os sectores 2 e 3 são similares em termos de estilo de deformação ; D3 marcado por forte verticalização das estruturas anteriores. As condições de metamorfismo apresentam um pico mais elevado no sector 3, atingindo a isograda da andaluzite, enquanto no sector 2 o pico do metamorfismo não ultrapassa a zona da clorite. Em ambos os sectores a recristalização correspondente ao pico metamórfico é ante a sin foliação principal.

2 -O sector 1 apresenta uma estruturação principal sub-horizontal , com um pico térmico pós foliação principal, marcado por blastese de andaluzite e estaurolite. A paragénese que marca a foliação principal Sn é de baixo grau, zona da clarite. O pico térmico relacionamo-lo com o processo de instalação dos granitos de duas micas sintectónicos. Referências Noronha, F. (1983). Estudo metalogénico da área tungstífera da Borralha. Fac. Ciências ,Porto.Tese de Doutoramento, 413pp. Noronha, F (1992). Carta Geológica de Portugal à escala 1SXJOO, Folha 6-C, Cabeceiras de Basto. Ribeiro, M. A., Noronha, F. & Cuney, M (1995). Unidades litoestratigráficas e estruturais na região de Vila Pouca de Aguiar - sua validação como unidades litogeoquímicas. Museu e Lab Min. Geol., Fac Ciências, Porto., Memórias nO 4, p 361~. 188N 0871-1607.

411 Edrutural c Tcct6Dica ~G",PO d. Geologia

,.. CONFERtNCIA ANUAL JULHO DE 1996

Planos de Inclusões Fluidas como marcadores microestruturais em regime frágil. Um exemplo de aplicação

Nogueira, P. & Noronha, F. Centro de Geologia da U.P. Pr. Gomes Teixeira 4050 Porto

Abstract ln thls work we Intend to draw the attention to the significance of fluíd Inclusion planes as a microstruclural marl<:er. These microstructures are generated during fragile episodes of deformation. The mapping and characterization of f1uíd Inclusion planes permlts to: 1) determine the direction of the stress field, 2) associate a fluid type with a microcrack network, 3) understand the Importance ofthe mlcrocrack networl<: ln f1uld circulation. A example of application of these studies to a granltic region of North Portugal is presented. Oriented samples trom the granite, were coIlected and studied, specially where the f1uid circulation was more intense (ln the viclnity of gold-quartz veins). The ciata obtainE!dconfirms the stress field directions in the late hercynian defonnation phases, as It was defined uslng macrostructural markers (ARTHAUD & MATTE 1975). The role of the microcrack network and f1uld circulation in ore genesis was enhanced from the f1uíd incluslon planes data. Resumo Neste trabalho pretende-se chamar a atenção para o significado e importância do estudo dos Planos de Inclusões Fluidas (PIF), microestruturas formadas em regime frágil. Essas microestruturas materializam microfracturas geradas durante episódios de circulação de fluidos na crusta. A cartografia e caracterização dos PIF permite: 1) determinar as direcções principais do campo de tensões existente na altura da génese de uma dada família de PIF, 2) determinar o tipo de fluído presente em cada episódio de circulação e 3) determinar a Importância da circulação fissura! num maciço rochoso. Aplicou-se esta técnica a um maciço granltico do Norte de Portugal (Ponte da Barca-Vila Verde), nomeadamente a zonas em que a circulação de fluidos foi mais intensa (nas proximidades de um campo filoniano com mineralização em Au). Esta aplicação permitiu confirmar as direcções do campo de tensões actuantes nas fases tardi-hercínicas que afectaram os maciços estudados, já determinada utilizando marcadores a escalas mesoscópicas (ARTHAUD & MA TTE 1975), bem como, evidenciar o papel da circulação de fluidos na génese de mineralizações auríferas.

Introdução As inclusões fluídas (IF) são cavidades formadas no seio dos minerais, cujo estudo

fornece multiplas e utéis informações acerca do mineral hospedeiro. Tal como o nome indica essas cavidades, na sua formação, aprisionaram uma amostra do fluído que se encontrava no sistema na altura da formação do mineral.

p Do ponto de vista da sua relação com o -'t,~ mineral hospedeiro as inclusões fluídas podem

~:. ~ considerar-se como primárias (P), pseudo-f.~- \. 5 6 secundárias (P-S) e secundárias (S) (Figura 1) ~ B ~ ,8

11

~" (ERMAKOV, 1950). Do ponto de vista genético "li ~,o os dois primeiros tipos devem ser considerados " '!í l i ,,'El o'. "ps; II' contemporâneos do crescimento do mineral Et·p "!ii Jôl ~ ~ e's G ~ hospedeiro, enquanto que as IF secundárias

p '5,1'51 registam processos posteriores à formação do p mineral hospedeiro.

Figura 1. Distribuição de IF num cristal de quartzo Os métodos de estudo das condições (adapt. ROEDDER 1964) fisico-quimicasde aprisionamento de IF são bem

conhecidos (ROEDDER 1962,1984; POTY et ai 1976); normalmente aplicados a IF dos tipos P e P-S, por ser possivel de relacionar as suas propriedades tisico-quimicas com as condições existentes na altura de formação dos minerais. As IF do tipo S ocorrendo em planos (planos de inclusões fluídas - PIF) não fornecem indicações acerca das condições de formação do mineral hospedeiro, pelo facto de serem temporalmente posteriores à sua formação, porém o seu estudo. não deixa de se revestir de interesse pois permitem caracterizar periodos mais tardios, da sua história. . ,

A presença de PIF é um indicador de episódios de deformação em regime frágil. Sendo assim. o mapeamento dos PIF, complementado com os métodos de estudo das propriedades tisico-quimicas das IF fornece indicações precisas acerca da condições P-T-X do epiSÓdio deformacional ao qual está ligado o PIF.

As aplicações destes métodos de estudo são variadas podendo envolver entre outros os dominios da geologia estrutural e da geologia económica.

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Génese e propriedades dos PIF Os PIF resultam da cicatrização de microfracturas presentes nos minerais de uma

rocha. O processo de abertura/cicatrização que está na origem dos PIF é o mecanismo de ·crack-seal" descrito por Ramsay (1967). A quando da cicatrização do mineral, da':'se a formação de IF cujo alinhamento se faz segundo a direcção e inclinação da microfractura. Assim, um ·rasto" ou alinhamento de IF sublinha a microfractura formada. . As observações microscópicas dos PIF naturais e artificiais (gerados em laboratório) revelaram algumas caracteristicas que lhes conferem o seu especial interesse e campo de aplicações. Primeiro: o fluído contido nos PIF é contemporâneo do episódió de abertura/cicatrização. Em estudos laboratórias, em que se microfracturaram quartzos naturais, a cicatrização pôde completar-se em apenas 6 dias, sob determinadas condições P~ T (Ronald Bakker com. oral). Outrossim, o fluído aprisionado nos PIF artificialmente criados, reflecte as condições P-T-X do fluído que "banhava" a amostra. Desta forma o estudo das IF permite determinar as condições P-T-X de formação da microfractura (a cicatrização pode considerar-se em termos de tempo geológico como instantânea). Segundo: as observações, em amostras de quartzo natural, da rede dePIF revelou que, mesmo nos casos em que existem diversas gerações de PIF, em nenhum caso se observam movimentos relativos entre as diferentes gerações de PIF .. Esta observação revela uma formação das microfracturas em modo I, isto é, sem movimentos relativos dos blocos microfracturados. Assim, os PIF são planos normais à direcção de compressão minima, materializando o plano compressão máxima-compressão intermédia. A figura 2 ilustra as relações entre PIF e elipsóide de tensões.

7 c

Figura 2. Relação entre a direcção do campo de tensões e os PIF.

Terceiro: no caso dos mecanismos ,"crack-seal" em que o

preenchimento da microfractura é feito com o material do grão ou grãos envolventes, isto leva a que após a cicatrização da microfractura, a formação de novas redes de microfracturas, sob um campo de tensões de orientação diferente, não irá sofrer rotações ou

refracções por diferenças de competência nos materiais. Alguns autores (LESPINASSE 1991, A YT OUGOUGDAL 1994) estudaram a relação

entre estruturas de deformação dúctil-frágil e frágil em rochas graniticas, e a sua expressão em termos de rede de PIF. Aqueles autores puderam verificar que mesmo à escala regional os PIF são um bom marcador dos vários episódios deformacionais que afectaram este tipo de rochas, fornecendo indicações acerca das caracteristicas do campo de tensões. Puderam igualmente verificar que heterogeneidades locais e diferenças na mineralogia, só localmente provocam alterações, mantendo-se sempre o padrão regional.

Um exemplo de aplicação do estudo de PIF Na região de Vila Verde-Ponte da Barca as rochas aflorantes predominantes são

granitos de idade hercínica. As datações para o maciço de Braga indicam uma idade de cerca de 310 M.A. (DIAS & LETERRIER 1994), colocando-os assim como relacionados com a parte final de F3 (RIBEIRO 1974, NORONHA et a/1979), isto é tratam-se de granitos tardi­tectónicos.

São 3 os sistemas de fracturas dominantes nestes granitos, a saber, filões e falhas de direcção NE-SW, fracturas, falhas e diaclases de direcção N-S e fracturas, falhas, diaclases e cisalhamentos de direcção NNW-SSE. Mineralizações filonianas auríferas, exploradas pelos romanos (NEIVA & CHOROT 1946) encontram-se sobretudo em filões quartzosos pertencentes ao primeiro sistema (NO·RONHA & RAMOS 1993). O sistema N-S e NNW-SSE são posteriores a este, cortando os filões; porém o sistema NNW-SSE poderá ser resultante duma reactivação de estruturas anteriores (cisalhamentos crustais profundos relacionados com F1, RIBEIRO 1974, PEREIRA et a/1993). A figura 3 ilustra os principais alinhamentos foto interpretados para a região estudada.

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Figura 3. Fotointerpretação de alinhamentos estruturais na região estudada.

As fases tarcli-hercínicas para o NW português, deduzidas das macroestruturas (ARTHAUD & MATTE 1975, RIBEIRO et a/1979), indicam uma rotação de um elipsóide cuja direcção de compressão máxima seria NE-SW, para uma direcção próxima de N-S na F4 e a continuação da rotação do campo de tensões para NW-SE, até próximo da direcção E-W.

Alguns locais chave foram amostrados para melhor compreender a relação entre as mineralizações, os fluídos mineralizantes e os diferentes episódios de deformação/circulação de fluídos.

Do ponto de vista regional existem dois tipos fundamentais de fluídos, um fluído de mais alta T representado em IF bifásicas aquosas que homogeneizam entre

120 e 250°C e, um segundo fluído, aquoso de baixa temperatura, que está representado em .IF monofásicas aquosas ou IF bifásicas com fase gasosa metaestável. Ocorrem, mais -localmente, fluídos áquo-carbónicos, sobretudo nas proximidades dos filões quartzosos mineralizados com arsenopirite.

O mapeamento dos diferentes tipos de PIF revela o seguinte: - Os PIF com fluídos áquo-carbónicos possuem uma expressão local, ocorrendo

sempre nas proximidades das zonas em que foram cartografados filões quartzosos mineralizados;

- A direcção dos PIF áquo-carbónicos coincide com a direcção dos filões; - Os PIF aquosos, de ambos os tipos, possuem uma expressão regional; - Os PIF aquosos encontram-se segundo três familias principais cujas direcções são:

N-S, NNW-~SE e E-W. A figura 4 ilustra o exemplo de um perfil que afastando-se de um filão de quartzo

mineralizado (distância Om), apresenta a direcção dos PIF dos tipos áquo-carbónicos e aquosos de mais alta temperatura.

I

Figura 4. Perfil com as estruturas aflorantes e rosetas dos tipos áquo-carbónico (topo) e aquoso de mais alta T (base).

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Discussão dos resultados A ocorrência de PIF áquo-carbónicos apenas nas proximidades dos filões indica que a

circulação de fluídos deste tipo foi concentrada em zonas de circulação preferencial, tais como, filões e falhas. O facto da direcção dos PIF ser coincidente com a direcção dos filões indica uma formação por tracção para estes últimos. Esta observação é compatível com o facto de os filões raramente possuirem estrias de deslizamento.

Ao contrário dos PIF com fluídos áquo-carbónicos os PIF aquosos possuem uma expressão regional, indicando uma circulação de fluídos por toda a massa rochosa, não existindo necessariamente canais preferênciais.

Conclusões O estudo e mapeamento das redes de PIF, complementadocom o estudo das IFque

os constituem, permite a nivel regional determinar, quantificando a sucessão de episódios deformacionais em regimes frágeis, para tanto basta que as variações direccionais do campo de tensões sejam acompanhadas por modificação da composição do fluído circulante na rocha, o que é o caso dos exemplos estudados.

. A aplicação ao caso de rochas graniticas da região estudada permitiu confirmar os dados conhecidos a partir de estruturas a outras escalas.

Agradecimentos . . P. Nogueira beneficia de uma bolsa de doutoramento da JNICT(BO-2028I92).

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~crapo d. Cm",l.

• Estrutural e Tect6Dica

". CONFERtNCIA ANUAL JULHO DE JJI96

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ALGUNS PROBLEMAS ESTRATIGRÁFICOS E ESTRUTURAIS NO DOMíNIO DA ZONA DE CISALHAMENTO DO SULCO CARBONíFERO NA REGIÃO DE AROUCA

M. A. Gonçalves1

1 Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências de Lisboa, Edifício C2 - 5° Piso, Campo Grande, 1700 Lisboa, Portugal

Abstract

ln result of the geological mapping performed in a sector of the Carboniferous Trough Shear Zone in the Arouca region (NW of Portugal) several questions arise in relation to the lithostratigraphy and tectonics. ln the first place, due to the tectonic complexity and macro­scopic similarities between some lithologies it is not possible to objectively distinguish them in the field. This is.particularly relevant for the black shales of Silurian age in relation to the black shales of Ordovician and the ones of Carboniferous age, as well with the lithologies of the top of the Caradocian. Therefore, emphasis should be putted on the quest for stratigraphic data which may play an important role in solving such questions. ln the second place, little attention has been paid to the deformation events related with the last impulses of the variscan orogeny, namely the late-D3 event. ln the studied area it is shown the importance of this event in its tectonic evolution, and in the development of the main mineralised structures occurring either in the Arouca region or further North in the Valongo-Gondomar metallogenetic province.

A presente comunicação tem como objectivo levantar algumas questões que se prendem com a dificuldade de individualização no terreno de unidades lito-estratigráficas em domínios onde abunda a complexidade tectónica, assim como assinalar algumas características da deformação evidenciada por estruturas tectónicas essencialmente frágeis, a,lgumas das quais subsidiárias da Zona de Cisalhamento do Sulco Carbonífero, na região de Arouca.

A área estudada situa-se a cerca de 5 Km a NNE da vila de Arouca e abrange um sector da Zona de Cisalhamento do Sulco Carbonífero e do flanco SW do Anticlinal de Valongo (Figura 1). A cartografia desta região foi efectuada à escala 1/5000 por Afonso e Gonçalves (1991), no âmbito de uma campanha de prospecção para metais preciosos conduzida pelo Consórcio composto pelas empresas SEREM (BRGM), EDM,SA e ECD. Esta cartografia foi revista recentemente, com particular incidência para os domínios onde persistiam dúvidas na atribuição de litologias a uma dada unidade assim como para os domínios que apresentavam uma maior complexidade tectónica. Se, por um lado, grande parte das questões relativas à tectónica da região puderam ser esclarecidas, os problemas da lito-estratigrafia da região permanecem em aberto, em virtude da ausência de dados de cariz estratigráfico de que frequentemente padecem vastas áreas do orógeno varisco em Portugal.

A carta geológica simplificada (modificada a partir de Afonso e Gonçalves, 1991) encontra-se na figura 2, sendo de salientar, relativamente à lito-estratigrafia, os seguintes aspectos:

• não é possível efectuar, macroscopicamente, uma distinção cabal entre algu­mas das litologias atribuídas ao Silúrico e os xistos ardosíferos de idade Ordovícica (Lanvirniano-Landeiliano). Este aspecto torna-se particularmente crítico na mancha car-

. tografada com o n° 4 na legenda da figura 2, a qual depara com a complexidade tectónica verificada a SW do sector de Toural Este, assinalado no mesmo mapa. É ainda digno de registo a atribuição, com algumas reservas, dos xistos negros que ocorrem entre as fa­lhas F1 e F2 (a NE do sector de Toural Oeste) igualmente ao Ordovícico;

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• a cartografia do Si/úrico coloca igualmente alguns problemas, nomeadamente na sua individualização do Carbónico, pelas mesmas razões atrás mencionadas, assim como a sua individualização do Caradociano a E do sector de Chiqueiro. Este último as­pecto reveste-se de alguma importância já que Pereira e Ribeiro (1992) admitem que as litologias atribuídas à base do Silúrico neste domínio do autóctone da Zona Centro Ibéri­ca podem corresponder ao topo do Caradociano.

Quanto à tectónica da região convém referir que na dependência da Zona de Cisalhamento do Sulco Carbonífero ocorrem diversas estruturas subsidiárias, por vezes ligeiramente discordantes às principais estruturas regionais, as quais são responsáveis por sucessivos desligamentos esquerdos de algumas litologias, com particular relevância para os quartzitos de idade Caradociano a S do sector de Toural Este. As características da deformação exibidas por tais estruturas sugere que as mesmas se desenvolveram du­rante o período de deformação tardi-D3 , o qual se traduz pela reactivação da Zona de Cisalhamento do Sulco Carbonífero como falha cavalgante para SW com uma componen­te de desligamento esquerdo (Domingos et aI., 1983). Observa-se ainda a SW do sector de Toural Este, que ocorrem algumas falhas de direcção N-S, na sua grande maioria com movimentação direita, responsáveis pelo rejeito da Zona de Cisalhamento do Sulco Car­bonífero na região. Estas estruturas podem apresentar, no entanto, um percurso evolutivo mais complexo tendo sido registado que as mesmas podem ser localmente responsáveis pelo cavalgamento (com componente cisalhante esquerda) de litologias do Complexo Xisto-Grauváquico sobre as litologias de idade Carbónico. Assim, em virtude do campo de tensões responsável pela reactivação tardi-D3 da Zona de Cisalhamento do Sulco Carbonífero e do reconhecimento de estruturas similares a N do rio Douro, é possível considerar que estas falhas são conjugadas da Zona de Cisalhamento do Sulco Carboní­fero durante este episódio da deformação, tendo no entanto a sua actividade persistido por períodos mais longos, essencialmente em regime frágil, sendo frequentemente res­ponsável pelo desenvolvimento das principais estruturas mineralizadas em Au e Sb identificadas nesta região (sectores assinalados na figura 2) e a N do rio Douro (Gonçalves e Itard, 1992; Gonçalves et aI., 1995).

Registe-se por fim a ocorrência de uma importante fracturação frágil na região, materializada pela presença de falhas NE-SW as quais não se relacionam com o campo de tensões 0 4. A ausência de planos estriados não permitiu colocar em evidência a movimentação associada a estas falhas, no entanto A. Ribeiro (comun. oral) refere que este tipo de falhas, que possuem essencialmente movimentação direita, ocorre em outros sectores da Zona Centro Ibérica, sendo o resultado da evolução do campo de tensões da 3a fase de deformação para regimes frágeis.

Agradecimentos Desejo deixar expresso o seu reconhecido agradecimento à EDM, S.A. por ter permitido a consulta e uso de alguma informação relativa ao Consórcio Baixo Douro (SEREM, EDM, ECO). Um agradecimento especial é igualmente dirigido ao José Afonso e Yann Itard por terem partilhado comigo alguns destes problemas geológicos no terreno à data da minha permanência como geólogo de prospecção a cargo da EDM,S.A .. Agradeço ao Prof. Doutor Fernando Barriga, António Mateus e Prof. Doutor António Ribeiro a oportunidade que me deram em discutir os assuntos aqui versados quer no terreno, quer sobre uma folha de papel.

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FIgura 1. Mapa geológico simplificado do domlnio do anüclinal de Valongo (Autóctone da Zona Centro Ibérica). Encon!ra-se assinalada a área objecto de estudo detalhado, a NNE de Arouca.

Figura 2. Carta geológica simplifi­cada da região a NNE de Arouca (adaptada e modificada a partir da carta geológica à escala 1/5000 de Afonso & Gonçalves, 1991).

Legenda: 1- Complexo Xisto- Grau­váquico: Pré-Câmbrico sup. (7)­Câmbrico; 2- Quartzitos: Ordovlcico (Arenigiano); 3- Xistos negros ardo­slferos: Ordovlcico (Landeiliano­Lanvimiano); 4- Xistos negros: pos­slvel Ordovfcico (Landeili~no-Lan­vimiano); 5· Quartzitos: Ordovlcico (Caradociano); 6- Xistos e Grauva­ques: Ordovfcico (Caradociano)- Si­lúrico int. (7); 7-. Xistos negros; Chertes: Silúrico; 8· Carbónico; 9-Zonas de Cisalhamento; 10- Limites geológicos; VC: Sector de Vila Co­va; TW: Sector de Toural Oeste; TE: Sector de Toural Este; CH: Sector de Chiqueiro.

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ANÁLISE MICROESTRUTURAL DE FÁCIES GRANíTICAS SIN- E TAROI-03 DO SEC­TOR OESTE DO BATÓLlTO VILA REAL-CARVIÇAIS

A. Mateus1

1: Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, Ed. C2, Piso 5, Campo Grande, 1700 Lisboa, Portugal

Abstract The examined synorogenic granite facies belong to the western domain of the Vila Real-Carviçais batholith. The observed strain heterogeneity is manly due to continuous-discontinuous yielding mechanisms at the grain scale, which are usually coupled with hydrothermal alteration of some primary minerais; the chemical and mechanical behaviour of feldspars s.1. and quartz did play an important role during the bulk (ductile) deformatioh experienced by the granitic rocks. Deformation took place shortly after granite solidification and can be shown to be syn-D3; it occurred under P-T conditions of 3-5 kbar and 400-500°C. Taking the average size of quartz subgrains and recrystallized quartz grains, the most probable yielding rate can be estimated; it ranges ftom 10-14 to 10-12 S-1.

As rochas graníticas alvo do presente estudo representam quatro das fácies cons­tituintes do bloco oriental do antiforma 0 3 Vila Real-Carviçais aflorantes nos sectores de Quinta Vale do Meão e Quinta da Terrincha (N de Vila Nova de Foz Côa - Silva et aI., 1989; Mateus, 1995). Muito embora estas fácies compreendam paragéneses minerais si­milares, o reconhecimento de texturas próprias, atribuíveis a constrangimentos estrutu­rais contemporâneos ou posteriores à sua instalação, concorre para a sua distinção e es­tabelecimento de critérios de cronologia relativa. As fácies Y2 e Y'2 são assim classificadas como sintectónicas relativamente a 0 3 , enquanto que os granitos Y1 e Y3 representam ter­mos tardi-03 (fig.1 ).

Macroscopicamente, a fácies Y2 (granito de Zedes - Cabeça Boa - Especiarias) ca­racteriza-se pelo seu carácter porfiróide e matriz média a grosseira localmente rica em biotite. O desenvolvimento, ainda que extremamente heterogéneo, de fabrics piano-linea­res de direcção global N50-70We a presença de cisalhamentos semi-dúcteis precoces e incipientes segundo N20W e, por vezes, N60W, atestam cabalmente a influência dos es­forços regionais 03, sugerindo que durante esta fase de deformação a consolidação do granito estaria incompleta. O contacto entre as fácies Y2 e Y'2 (granito de Castedo - Caba­nas de Cima) processa-se gradualmente e, nas zonas de transição, é comum observa­rem-se alinhamentos grosseiros de núcleos biotíticos de rumo médio variável entre N65W a N80W. Não obstante a paragénese mineral característica de Y'2 ser análoga à de Y2, a vincada heterogeneidade da primeira, aliada à presença de frequentes xenólitos e espar­sos megacristais que se destacam de uma matriz fina a média relativamente rica em bioti­te (± moscovite), possibilitam o seu reconhecimento macroscópico. Acresce mencionar que as fácies graníticas sin-03 exibem geralmente uma importante rede de veios (incluin­do estruturas de natureza pegmatítica) e filonetes cujo desenvolvimento polifásico é, na sua essência, condicionado por event'?s de deformação atribuíveis ao regime de tensões de transição Osl04 e 0 4 (e.g. Mateus et aI., 1995).

O estudo petrográfico das fácies sin-03 permite colocar em evidência a presença de quantidades idênticas de feldspato alcalino e plagioclase (~40 a 60% da rocha total), quartzo (25-35%), moscovite (10-30%) e alguma biotite. Apatite, clorite, rútilo, esfena, zir­cão, turmalina, raro epídoto e, talvez, ilmenite, ocorrem em quantidades acessórias. As plagioclases são essencialmente do tipo albiteloligoclase (10.2~n~ 3.6 mole%) e albite

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5

1ZJ6 ~7 a ....--b ......

750m

Fig. 1 - A: Representação esquemática da geologia do NE Transmontano (depois de Ribeiro, 1974); 1- Unidade Alóctone Superior; 2- Complexo Ofiolítico; 3- Unidade Alóctone Inferior; 4- Parautóctone; 5- Autóctone; 6-Granitos tardi-hercínicos; 7- Granitos hercínicos; 8-Depósitos de cobertura Cenozóicos; 9- a) Plano de carreamento principal; b) Plano de falha principal.

Cartografia geológica dos sectores de Quinta da Terrincha (B) e Quinta Vale do Meão (C); 1-Metassedimentos do grupo do Douro (Formação de Desejosa); 2 e 3- Fácies graníticas sin-D3 , Y2 (os domínios a traço vertical compreendem fabric planar proeminente) e Y'2' respectivamente; 4- Fácies graníticas tardi-D3 , Y1 e Y3; 5- Depósitos sedimentares de idade Cenozóica; 6-Preenchimento silicioso da Zona de Falha da Vilariça; 7-a) Traços de falha certa; b) Traços de falha provável

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(0.1~n:::;10.2 mole %), enquanto os feldspatos alcalinos exibem uma amplitude de distri­buição da molécula Ab tendencialmente maior, se bem que variável entre 2.3 e 4.5 mo­le%, nos cristais matriciais incipientemente deformados de ortoclase, e compreendida entre 2.3 e 7.5 mole % em cristais congéneres alvo de deformação plástica acentuada, tal como na microclina.

A fácies 11 (granito de Estevais - Cabanas de Baixo), apenas presente no sector de Quinta da Terrincha, apresenta textura hipidiomórfica de granularidade média, eviden­ciando, por vezes, um fabric plano-linear grosseiro segundo a direcção média N60W. A mineralogia essencial compreende feldspato alcalino e plagioclase (cerca de 50-60% da rocha total), quartzo (30-35%), moscovite (3-10%) e biotite (:::;10%). Como fases acessó­rias regista-se a presença de turmalina, apatite, zircão, clorite (pseudomorfa de biotite), leucoxena e quantidades menores de esfena e epídoto. A fácies 13 (granito da Quinta Va­Ie do Meão) aflora, por seu turno, no sector de Quinta Vale do Meão e constitui um caso particular no conjunto dos granitos tardi-D3 de duas micas. Apresenta granularidade mé­dia e, regra geral, textura grosseiramente orientada, contactando a Norte com a fácies 12 segundo acidentes esquerdos de direcção média N60-70E. A alteração hidrotermal pro­nunciada, escassez de megacristais de feldspato, predominância relativa de moscovite e desenvolvimento de texturas cataclásticas (na dependência directa da zona de falha da Vilariça), possibilitam, regra geral, a sua delimitação cartográfica. A associação mineraló­gica principal comporta essencialmente microclina e plagioclase (40-60%), quartzo (25-45%) e moscovite (~ 10%); a turmalina, clorite (pseudomorfa dos raros cristais de biotite), apatite e óxidos de ferro ocorrem como acessórios. Acresce mencionar que as plagiocla­ses constituintes das fácies graníticas tardi-D3 se distribuem privilegiadamente pelas fa­mílias de composição An4.2-An12.2 e An1.6-An4.3, para as quais as concentrações em KAISbOs são, regra geral, negligengiáveis; cristais de albite com conteúdos em molécula An e Or inferiores a 0.9 e 2.4 mole %, respectivamente, abundam na matriz de algumas amostras representativas do granito 13. Os feldspatos alcalinos característicos destas fá­cies evidenciam composição homogénea, sublinhada por conteúdos em NaAISbOs e CaAbShOs tendentes para o intervalo de maior probabilidade [1.0, 2.5] mole% e para um leque de valores abaixo de 0.1 mole %, respectivamente.

A deformação sin-D3 traduz-se sobretudo pela presença de micro-estruturas devi­das a fenómenos de endurecimento/recuperação frequentemente seguidos por recristali­zação, denotando cedência em regime dúctil e/ou de transição para o domínio semi-frágil assistida por fluxos de fluido de natureza tardi-magmática predominante. Tal estilo de de­formação revela-se, à escala da lâmina delgada, por: (1) extinção ondulante pronunciada e indentação moderada a extrema dos grãos de quartzo que, por vezes, exibem bandas de deformação incipientes; (2) faixas intergranulares de subgrãos de quartzo com dimen­sões médias compreendidas entre 20-150 ~m e 50-1 00 ~m, consoante se desenvol­vam nas fácies graníticas sin-D3 e tardi-D3, respectivamente; (3) grãos alongados de quartzo recristalizado no seio das faixas de subgrãos mais importantes, invariavelmente

. isentos de marcadores ópticos de deformação iritracristalinaj apresentando dimensões médias entre 20 e 60 ~m; (4) extinção ondulante incipiente a forte da ortoclase; (5) ban­das de segregação (geralmente colmatadas por FK I (± Alb I)) em continuidade estrutural ou apresentando limites difusos, no seio dos cristais de oligoclase e, mais raramente, al­bite/oligoclase e microclina; (6) maclagem mecânica das plagioclases; (7) mantos de re­cristalização mal preservados em torno de secções irregulares deformadas de ortoclase e

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oligoclase constituídos, respectivamente, por agregados de pequenos cristais (15-40 Jlm) não deformados de Alb " + FK " ± quartzo ± sericite e de Alb " + sericite ± quartzo; (8) fracturação intragranular intensa e recristalização dinâmica da biotite, permitindo o de­senvolvimento de agregados filitosos alvo de alteraçao tardia, mas onde ainda é possível reconhecer a presença de intercrescimentos de cristais micrométricos (20-50 Jlm) de Chi I ± Ser I ± Biot I ± óxidos de ferro e titânio; (9) bend gliding, kinking e recristalização dinâ­mica da moscovite, dando lugar a mantos periféricos de sericite quimicamente análoga ao cristal deformado; e (10) fracturação intragranular notória da maioria dos minerais ígneos.

Tendo em conta (1) os constrangimentos químico-mecânicos impostos ao desen­volvimento das microestruturas referidas, (2) os domínios P-T de estabilidade das para­géneses minerais em jogo (deduzidos com base na análise da variabiliade composicional admitida pelas várias espécies minerais), bem como (3) as equações empiricamente de­duzidas por Hansen & Carter (1982) para o granito de Westerly deformado em ambiente húmido, é possível afirmar que a deformação 03 registada pelas fácies graníticas exami­nadas comporta um estilo misto, induzido pela intervenção de fluxos de fluido hidrotermal e acção de mecanismos de cedência contínua-descontínua à escala microscópica sob temperaturas relativamente elevadas (400-500°C), pressões compreendidas no intervalo mais provável de 3-5 kbar, e taxas de fluência variáveis no intervalo mais provável [10-14

,

10-12] S-1.

Os. dados disponíveis, suportam ainda a relação de contemporaneidade entre a acomodação da deformação e o percurso terminal da instalação/arrefecimento das fácies graníticas sin-03 estudadas. As tensões regionais correlativas da terceira fase de defor­mação hercínica terão assim contribuído para o desenvolvimento heterogéneo de corre­dores estruturais intra-graníticos (por vezes, verdadeiras zonas de cisalhamento inci­pientes) em nível estrutural consistente com o obtido para cisalhamentos dúcteis sin-03 em outras áreas do orógeno varisco (e.g. Burg & Laurent, 1978; Berthé et aI., 1979; Iglesias & Choukroune, 1980).

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CONTRASTE DE ESTILOS ESTRUTURAIS ENTRE O SOCO PROTEROZÓICO SUPERIOR E A COBERTURA DO CÂMBRICO INFERIOR NA FAIXA BLASTOMILONíTICA (CAMPO MAIOR - NORDESTE ALENTEJANO)

Pereira, M.F.1 & Silva, J.B.2

1- Departamento Geociências Universidade Évora 2- Departamento Geologia Faculdade Ciências Universidade Lisboa

Abstract Ouguela and Freixo-Seg6via areas localized respectively in the northem and southem branch of the Blastomilonitic Belt (portuguese sector of the Tomar-Badajoz-Cordoba Shear Zone), nearby Campo Maior, has been the subject of a lithostratigraphic review of Upper Proterozoic basenient (Blael< Series) , Upper ProterozoicILower Cambrian boundary (Volcarlo-Sedimentary Complex) and Lower Cambrian sequences (Carbonate-Detritic Coverture). ln these areas with a mildly deformed Paleozoic cover, this study proposes that the style of deformation displayed by the basement rocks was formed prior to variscan events (Precambrian times), based on the existence of I) complex interference pattem of folding show by black cherts foliation; II) an angular unconformity between Lower Cambrian and Upper Proterozoic formations; III) occurrence of clasts previously deformed and metamorphosed within Lower Cambrian conglomerates.

Resumo Nos ramos norte e sul da Faixa Blastomilonltica (sector português da zona de Cisalhamento Tomar-Badajoz-Cordoba), em duas áreas restritas perto de Campo Maior, Ouguela e Freixo-Seg6via respectivamente, descreve-se a litoestratigrafia correspondente ao Proteroz6ico Superior . (Série Negra), limite entre Paleoz6ico Superior/Câmbrico Inferior (Complexo Vulcano-Sedimentar) e Câmbrico Inferior (Cobertura Carbonatado-Detrltica). Nestas áreas onde a deformação varisca pouco afectou a cobertura Paleoz6ica verificou-se que o estilo estrutural preservado no soco Proteroz6ico Superior se desenvolveu anteriormente à evolução Paleoz6ica com base na existência de: I) padrões de interferência de dobramento a afectarem a foliação preservada nos meta-liditos da Série Negra; II) de uma discordância geométrica entre estruturas observadas na cobertura do Paleoz6ico inferior e no soco Proteroz6ico Superior; III) ocorrência de clastos deformados e metamorflZados em nlveis conglomeráticos atribuidos ao Paleoz6ico Inferior.

1- Ouguela

A nordeste de Campo Maior, no ramo setentrional da macroestrutura varisca com geometria em. leque que define a Faixa Blastomilonítica (Oliveira et aI., 1991;Gonçalves & Carvalhosa, 1994/1995; Pereira, 1995), localiza-se uma restrita mancha atribuida ao Câmbrico Inferior (Câmbrico de Ouguela, Gonçalves, 1971, 1978a,b), rodeada por sedimentos da bacia Cenozóica de Badajoz.

Litoestratigrafia As unidades litoestratigráficas do Câmbrico Inferior (Câmbrico de Ouguela) estão representadas na base por uma sequência de fácies detríticas com arcoses e conglomerados intercalados, onde se observam estruturas sedimentares primárias (estratificação oblíqua, marcas de ondulação, figuras de canal, etc), alternando com uma sequência de intercalações de arenitos com argilitos esverdeados elou borra-de-vinho, com desenvolvimento de estruturas sedimentares do tipo pós-deposicional (dobramento por deslizamento, "slumps"), às quais se sobrepõem calcários, por vezes dolomíticos e margosos.

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Suprajacente à Série Negra observa-se um Complexo Vulcano-Sedimentar (base do Câmbrico de Assumar), constituido por tufos com intercalações de conglomerados poligénicos passando para o topo a espessas escoadas ácidas, essencialmente riolíticas, com níveis piroclásticos menos representados que marca a transição entre o Proterozóico Superior e o Câmbrico Inferior.

o Câmbrico Inferior (Câmbrico de Assumar) surge representado por fácies fácies detríticas, areníticas elou arcósicas(?), e por fácies carbonatadas, calcários, por vezes dOlomitizados, com intercalações esporádicas de níveis argilíticos brechificados, definindo uma Cobertura Detrítico-Carbonatada.

Estrutura Observa-se a existência de duas discordâncias estratigráficas: I) entre a Formação de Mosteiros (Proterozóico Superior) e o Complexo Vulcano-Sedimentar (transição Proterozóico Superior I Câmbrico Inferior) e, II) entre este úlUmo e a Cobertura Detrítico­Carbonatada (Câmbrico Inferior), limites estes interpretados cartograficamente, como acidentes variscos.

A Formação de Mosteiros apresenta desenvolvimento de dobramento isoclinal apertado e xistosidade cinematicamente activa, N10-20W,75-85N, com estiramento subhorizontal a mergulhar ligeiramente para SE, a transpôr uma foliação e lineação de estiramento anteriores (cadomianas), observando-se dobras preservadas em meta-liditos desenhando padrões de interferência de dobramento da foliação, em forma de gancho.

A estas litologias em fácies metamórficas de grau, no mínimo, baixo, sobrepõe-se, cartograficamente em discordância, um conjunto constituido por um Complexo Vulcano­Sedimentar ao qual se sucede, também discordante, uma Cobertura Detrítico­Carbonatada, cujas fácies metamórficas são de muito baixo grau, que no conjunto surge afectado por dobramento de grande amplitude definindo um sinclinal com WNW-ESE, pouco inclinado para oeste. Esta macroestrutura é definida através do controle da polaridade estratigráfica da sequência conjuntamente com a análise de estruturas sedimentares preservadas nas facies detríticas e com base nas relações SoISx.

No limite SW da estrutura sinclinal é possível definir uma importante discordância geométrica a partir da relação da estratificação nas fácies detríticas da Cobertura Detrítico-Carbonatada, So-N50-55W,60-65NE, sobreposta a dobras isoclinais muito apertadas com eixos subverticais, associadas a xistosidade E-W, subverticalizada registadas no soco Proterozóico Superior.

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o Proterozóico Superior (Formação de Mosteiros) está representado por uma sequência monótona de xistos quartzosos micáceos com intercalações de meta-liditos, por vezes, com mármores associados. A Série Negra passa a um complexo vulcano-sedimentar, cuja fácies típica desta região surge com meta-vulcanitos ácidos de aspecto porfiróide (Formação da Urra, Gonçalves, 1971).

Estrutura Constata-se a existência de uma importante discordância angular entre as estruturas correspondentes à Formação de Mosteiros e as do Câmbrico de Ouguela, sublinhada por diferenças observadas no soco Proterozóico Superior poli-metamórfico em fácies de baixo grau e a cobertura do Câmbrico Inferior em fácies de grau metamórfico muito baixo.

Na Formação de Mosteiros observam-se dobras isoclinais apertadas com eixos inclinando, ora para leste ora para oeste, a afectarem uma foliação e estiramento, preservadas nos afloramentos de meta-liditos, e com desenvolvimento xistosidade nos níveis xistentos, Sx­N80-75W,80-85SSW.

o contacto setentrional da Formação de Mosteiros define uma discordância estratigráfica com a formação vulcano-sedimentar da Urra mais recente e geometricamente a muro, provavelmente coincidente com importante descontinuidade de natureza tectónica.

o conjunto de litologias atribuido ao Câmbrico de Ouguela está afectado por dobramento suave com dobras cilindricas com eixos pouco inclinados WNW-ESE, e desenvolvimento de clivagem de fractura elou xistenta indicando vergência da estrutura para NNE, marcada pela polaridade sedimentar normal com as fácies carbonatadas, mais recentes, a sul, e as fácies detríticas, mais antigas, a norte.

II - Freixo~Segóvia

No ramo meridional da Faixa Blastomilonítica, a sudeste de Campo Maior é descrita uma sequência litoestratigráfica atribuida ao Câmbrico Inferior (Câmbrico de Assumar, Gonçalves, 1971; Gonçalves, 1978a,b) limitada a leste por depósitos da bacia de Badajoz, a oeste pelo maciço tardi-Varisco de Santa Eulália, contactando a norte e a sul com rochas do Proterozóico Superior (Formação de Mosteiros incluida na Série Negra, Gonçalves & Oliveira, 1986; Gonçalves & Carvalhosa, 1994/1995).

Litoestratigrafia. A Formação de Mosteiros, constituida por uma sequência de xistos pelíticos e xistos psamíticos quartzosos com passagens, nalguns pontos, a meta-vulcanitos em associação com meta-chertes negros e mármores elou calcossilicatadas, representa o Proterozóico Superior.

sw

Câmbrico de Ouguela

blastomilonitos Série Negra Formaçao da Urra

OUGUELA

PORTALEGRE

N

i FREIXO - SEGÓVIA

Série Negra

Localização e blocos-diagrama da área de Ouguela e de Freixo-Segóvia, ramo norte e ramo sul da Faixa Blastomilonítica, respectivamente.

Série Negra

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III - Considerações Finais

Nesta região, nordeste alentejana, é evidente que a intensa deformação associada à Faixa Blastomilonítica durante o Paleozóico não permite uma fácil separação entre as estruturas cadomianas geralmente transpostas pelas estruturas variscas. No entanto, nalgumas áreas onde a cobertura do Câmbrico se preservou pouco deformada (de que são exemplo as áreas de Ouguela e de Freixo-Segóvia) é possível por em evidência contrastes importantes relativamente ao soco Proterozóico Superior, no que diz ao estilo da deformação e metamorfismo associado.

Verifica-se qu~ a deformação desenvolvida no Câmbrico Inferior aflorante nestas áreas, se Caracteriza por ser pouco intensa e acompanhada por metamorfismo degrau muito baixo, contrastando com o que se verifica para o Proterozóico Superior. Se extrairmos a deformação varisca à cobertura do Câmbrico Inferior discordante, verificamos que a Série Negra preserva uma estruturação e metamorfismo anteriores.

Por outro lado, a observação de clastos de Série Negra deformada e metamorfizada no interior de níveis conglomeráticos do Câmbrico Inferior tornam evidente a existência de um ciclo Cadomiano na Zona de assa Morena.

Agradecimentos Este trabalho integra-se no projecto Tectónica de Placas para Portugal - PLA TEC: PRAXIS /2/2.1 / MAR /00 /94, financiado pela JNICT.

Agradecemos a colaboração prestada por Francisco Gonçalves, Cecllio Quesada, Eládio Unan, Luis Eguiluz Alárcon, Luis Lopes e Teodoro

Palácios, aquando das campanhas de campo realizadas no âmbito do Ciclo de Conferências dedicadas ao estudo da Geologia da Zona de

Ossa-Morena (Geocev 1996), com o apoio da Universidade de Évora e JNICT.

Bibliografia Gonçalves, F. (1971).Subsldios para o Conhecimento Geológico do Nordeste Alentejano. Memória N°18 (Nova Série). Serviços Geológicos de Portugal, pp. 62, Lisboa.

Gonçalves, F., Perdigão, J.C., Coelho, A.V.P. & Munhá, J.M., (1978a).Carta Geológica de Portugal na escala 1r.50 QCX). Noticia explicativa da folha 33-A (Assumar). Serviços Geológicos de Portugal, Lisboa.

Gonçalves, F. (1978b). Estado actual do conhecimento geológico do nordeste alentejano. Separata do IV Curso de Extensão Universitária de Ciências Geológicas, Faculdade de Ciências de Lisboa, 1975/1976, pp.23,Lisboa.

Gonçalves, F. & Oliveira, V. (1986).Alguns aspectos do Precâmbrico da Zona de Ossa-Morena em Portugal. O Proterozóico Superior de Estremoz. Memórias da Academia das Ciências de Lisboa, Classe de Ciências, tomo XXVII, Lisboa, pp.111-117.

Gonçalves,F. & Carvalhosa, A. (1994/1995).0 Proterozóico da Zona de Ossa-Morena no Alentejo. Sintese e actualização de Conhecimentos. Mem. Acad. Ciênc. Lisboa. CI, Ciênc.,

Oliveira, J.T., Oliveira, V., Piçarra, J.M. (1991).Traços gerais da evolução tectono-estratigráfica da Zona de Ossa Morena, em Portugal. Cuad.Lab. Xeol. Laxe, 16 : 221-250.

Pereira, M.F. (1995). Estudo tectónico da Megaestrutura de Crato-Arronches-Campo Maior: a Faixa Blastomilonitica e o limite setentrional da Zona de Ossa Morena com o Autóctone Centro Ibérico (Nordeste Alentejano). Dissertação de Mestrado, Lisboa, p.100

~GnlPO d. Geologia

• Estnatanl e Tcct6a1ca

2.' cO!'IFERtNCIA ANUAL JULHO 00 1lI96

Interpretation of the seismic line SW-Portugal. Implications for regional continental tectonlcs

P. Terrinha, (1)

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IAM-4 across the Gorringe Bank off-shore plate boundary and relationship with

(1) - Faculdade de Ciências de Lisboa. Dep. de Geologia. R. Escola Politécnica, 58. 1294 Lisboa codex. Portugal

The Gorringe Bank is an ocean floor topographic high, which results from super­imposed extensional and compressional tectonics.

The extensional phase is related with the evolution of the intra-continental paleo triple junction of Africa-America-Eurasia, which evolved in a tectonic extensional regime that led to continental break up and formation of the North Atlantic and Western Tethys oceanic crust.

The Gorringe mafic rocks were emplaced during the extensional regime and subsequently covered by the Albian pelagic sediments. The SE flank of the Gorringe Bank displays a layered fabric compatible with an extensional fault that conditioned the intrusion of the igneous diapir; this fabric probably corresponds to layered oceanic crust (sub-marine lava-flows ?) is sealed by the Albian sediments that lie almost undeformed on top of it.

It is argued that i) most of the present topographic high corresponds to the development of a NW-wards thrust propagating fold (i.e. hanging-wall anticline on top of a SE-wards dipping thrust) , ii) the Gorringe mafics already constituted a slight positive relief at the time of the Albian sedimentation, iii) post-olisthostrome compression (i.e. post Miocene) was accomodated on a ductile way (folds in the sedimentary cover) in the Horseshoe Abyssal Plain immeadiately adjacent to the southern flank of the Gorringe Bank and Iv) the olisthostrome actually consists of two olisthostrome bodies of different ages, separated by pelagic sediments. These conclusions are based on detailed study of the sedimentary packages that cover and surround the Gorringe Bank.

The lack ofthe Miocene olisthostrome on the topographic high located 150 Km south of the Gorringe Bank rises various questions, such as: i) what is the age of the sediments, ii) what is the age of the northwards directed thrusting and iii) what was the position and orientation of the basement prior to the thrusting events. It is suggested that this high existed before the deposition of the olisthostromes (as these pinch out towards the high) and that it was reactivated after the main Gorringe thrust stoped its activity, Le. Iate Miocene (?) to Recent.

The existence of an older than Miocene (Serravalian-Tortonian ?) olisthostrome suggests earlier than Miocene (Betic orogeny) compressive events, which is in agreement with the pre-Miocene inversion tectonic events in the adjacent continental crust of the Algarve Meso-Cenozoic Basin.

The horizontal relative displacement of the downgoing slab on the northern flank of the Gorringe is difficult to establish, but it can be argued to be at least larger than 10 Km. However, it can be much larger if the ott-set tips of the marker beds are not homologous, Le. if they were not contiguous points on the sarne bed before deformation, which would favour the existence of a Miocene age subduction zone dipping SE-wards on the northern flank of the Gorringe Bank. Growth of the Gorringe thrust propagating fold would have happened when the thrust blocked up. Small scale thrusts and crumpled beds on the crest of the anticline show that thrusting preceeded the fold growth. Seismic

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stratigraphic interpretation suggests that the fold grew a minimum of 5400 m after thrusting stoped. Depending on the age of the olisthostrome (if Lowermost Tortonian, 10 My) the rate of fold growth can be of the order of 540 m/My.