Das estruturas geológicas à edificação de uma Cadeia de Montanhas Do Ciclo das Rochas ao Ciclo Tectónico

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1 Lisboa 2015 Geonovas 28, 2015, ISSN: Das estruturas geológicas à edificação de uma Cadeia de Montanhas Do Ciclo das Rochas ao Ciclo Tectónico Noel Moreira 1* & Rui Dias 2 Associação Portuguesa de Geólogos Resumo: A interacção entre o Ciclo das Rochas e o Ciclo Tectónico é inegável, sendo que a compreensão dos processos associados à génese das rochas só pode acontecer quando integrada no Ciclo Tectónico. Esta interacção é particularmente relevante quando está em causa a génese de rochas metamórficas e magmáticas, uma vez que as mesmas só podem ser geradas, à escala regional, quando por acção da tectónica. No caso concreto do metamorfismo regional, os processos associados ao Ciclo Tectónico desenvolvem nas rochas estruturas que, pela sua análise geométrica e cinemática, permitem compreender os fenómenos actuantes e consequentemente a evolução geodinâmica de uma região. A compreensão das inter-relações conceptuais permite o entendimento da história evolutiva de Portugal Continental; de facto a generalidade do território nacional revela a presença de uma antiga cadeia de montanhas (Cadeia Varisca), actualmente desmantelada pela acção dos processos relacionados com a dinâmica externa e interna do nosso planeta. Palavras-chave: Ciclo das Rochas, Ciclo Tectónico, Estruturas geológicas, Evolução geodinâmica. Abstract: The interaction between Rock Cycle and Tectonic Cycle is undeniable. To understand rock genesis an integrated view with the Tectonic Cycle processes is necessary. This interaction is particularly important in metamorphic and magmatic rocks genesis, because they can only be generated at a regional scale due the action of tectonic processes. Concerning regional metamorphism, the Tectonic Cycle induces the formation of geological structures. The geometric and kinematic analysis of these structures allows to understand the phenomena that have been active and, consequently, the geodynamic evolution of any region. The design of this conceptual approach allows understanding of the geoevolutionary history of Portugal, showing the presence, in most of the territory, of an ancient mountain chain, now destroyed due the action of external and internal dynamic processes of the planet. Keywords: Rock Cycle, Tectonic Cycle, Geological structures, Geodynamic evolution. 1 Centro de Geofísica de Évora (CGE), Laboratório de Investigação de Rochas Industriais e Ornamentais da Escola de Ciências e Tecnologia da Universidade de Évora (LIRIO-ECTUE), Pólo de Estremoz da Universidade de Évora, Convento das Maltezas, Estremoz, Portugal 2 Departamento de Geociências da Escola de Ciências e Tecnologia da Universidade de Évora, CGE, LIR- IO-ECTUE e Centro de Ciência Viva de Estremoz, Pólo de Estremoz da Universidade de Évora, Convento das Maltezas, Estremoz, Portugal *autor correspondente: nmoreira@estremoz.cienciaviva.pt Introdução Um geólogo estrutural, quando colocado frente a uma rocha deformada, tende a observar as estruturas presentes na mesma, tentando explicar as suas observações baseando-se nos princípios básicos da geologia. Muito do trabalho deste geocientista é realizado através do trabalho de campo, com observação, descrição e catalogação de diversas estruturas que, no seu conjunto, permitam compreender e retratar os processos que levaram ao desenvolvimento das mesmas e, consequentemente, das próprias rochas que as contêm. Aliás, o par rocha-estrutura é fulcral no entendimento da estreita ligação entre o Ciclo das Rochas e o Ciclo Tectónico. O trabalho de campo, só por si, é muitas vezes insuficiente para a completa compreensão da complexa relação entre os diversos processos associados à geodinâmica interna. Consequentemente, este trabalho deve ser acompanhado/complementado por ferramentas diversas, entre as quais se destacam as modelações laboratoriais (análoga ou numérica), que permitem a percepção e representação destes processos à escala de tempo humana, mas também por outras áreas do saber geológico, como sejam a geoquímica ou a petrologia, entre outras. Este trabalho pretende sintetizar algumas das relações entre os dados estruturais e as considerações de cariz geodinâmico propostas, integrando-as no contexto dos Ciclos das Rochas e Tectónico. Estas relações são geralmente clarificadas com exemplos relacionados com a evolução geodinâmica do Território Continental Português, com especial foco no Soco Varisco Ibérico.

2 34 Das estruturas geológicas à edificação de uma Cadeia de Montanhas Do Ciclo das Rochas ao Ciclo Tectónico Estruturas geológicas como chave para a compreensão da Tectónica de Placas As estruturas geológicas podem ser agrupadas em diferentes categorias, sendo a sua interpretação dependente da sua natureza; estas podem ser divididas em três categorias principais: contacto, primárias e secundárias (Davis & Reynolds, 1996). A diferenciação entre estas categorias de estruturas está directamente relacionada com os processos envolvidos na sua génese. As estruturas de contacto incluem, como o próprio nome indica, relações geométricas entre duas ou mais unidades/corpos rochosos, podendo ser subdivididas em contactos deposicionais, intrusivos ou de corte/fractura. As estruturas primárias podem definir-se como características geométricas e texturais desenvolvidas durante o processo de formação do corpo rochoso onde estão incluídas (Fig. 1A). A título de exemplo destaca-se, desde logo, a estratificação ou as figuras de fluxo (e.g. flute cast), relacionadas directamente com os processos que estão na origem das rochas sedimentares (Nichols, 2009). As estruturas primárias são também comuns nas rochas magmáticas, onde se podem identificar estruturas relacionadas com as condições em que as rochas se formaram. Neste tipo de rochas pode incluir-se, a título de exemplo, a presença de texturas vesiculares ou em almofada em lavas ou fluxos magmáticos em rochas plutónicas (Davis & Reynolds, 1996). Estas estruturas são essenciais para a compreensão dos processos genéticos que levam à génese destas duas famílias de rochas. Por fim, as estruturas secundárias abrangem configurações geométricas e texturais originadas após a génese das rochas sedimentares e magmáticas, geralmente associadas com processos de deformação e metamorfismo que, muitas vezes, surgem articulados (Fig. 1B). Aqui incluem-se estruturas como dobras, veios, foliações, lineações, falhas e zonas de cisalhamento (vide capítulo seguinte; Davis & Reynolds, 1996). A correcta interpretação das estruturas geológicas é fulcral para a compreensão dos processos que levam à sua génese e, consequentemente, no conhecimento da tectónica de placas, uma vez que grande parte dos processos por elas responsáveis podem ser vistos à luz do Ciclo Tectónico. Para tal, os geólogos baseiam geralmente as suas observações, a colheita de dados e as suas interpretações nos princípios básicos da Geologia. Um destes princípios enuncia que a generalidade dos sedimentos depositados em bacias sedimentares originam camadas horizontais. Por isso, quando se observam camadas sub-horizontais, é possível concluir que não houve deformação após a deposição; com efeito, as excepções são muito pouco frequentes e associadas a situações muito particulares de sedimentação. Pelo mesmo motivo, quando observamos uma dobra afectando diferentes camadas sobrepostas pode afirmar- -se que a actuação de forças levou à distorção da forma original das camadas. Assim, para que uma sucessão sedimentar inicialmente horizontal se apresente dobrada ter-se-á de invocar a presença de forças capazes de deformar rochas, sendo quase sempre necessário recorrer à ação Tectónica de Placas para explicar a génese destas estruturas. Para a compreensão de uma qualquer sequência dobrada, esta deve começar por ser descrita e analisada no que respeita à sua geometria e cinemática. Considerando um outro princípio básico, o princípio da sobreposição das camadas, sabe-se que numa sucessão de estratos não deformados, os mais antigos se encontram na base da sequência e os mais recentes no topo. Contudo, quando se observam dobras macroscópicas no campo a ideia de topo e base da sequência raramente se consegue obter apenas pelo conteúdo faunístico dos estratos. Aqui é essencial a observação de estruturas primárias (quando ocorrem) na análise das estruturas secundárias; algumas estruturas primárias podem mostrar as relações entre base e topo de uma sequência (Figs. 1A e 2). A título de exemplo, considera-se uma torrente sedimentar, de carácter heterogéneo no que respeita à granularidade dos elementos constituintes. Quando a mesma se deposita em ambiente aquático, tenderá a organizar-se granulometricamente, sendo que os elementos mais grosseiros depositar-se-ão na base da camada e os mais finos no topo da mesma; a este fenómeno dá-se o nome de granotriagem (Fig. 1A4 e 2). A presença de uma sucessão estratos com este tipo de estrutura permite compreender a polaridade da sequência e, consequentemente, quando a mesma se encontra dobrada classificar a dobra quanto à sua polaridade em Anticlinal ou Sinclinal. A granotriagem é apenas uma de muitas estruturas primárias que permitem determinar a polaridade de uma sequência sedimentar (Fig. 2). A presença, por exemplo, de estruturas biogénicas (como cru-

3 Noel Moreira & Rui Dias Geonovas 28, 2015, 33 a ziana ou Skolithos), de fluxo ou de carga permitem também estabelecer a polaridade da sequência (Fig. 2). Os Skolithos, muito comuns nas sequências do Ordovícico de Portugal (e.g. Sá et al., 2005; 2011), são estruturas que representam uma construção habitacional em galeria que se desenvolve perpendicularmente à superfície do substrato, com forma geralmente cónica (e.g. Key, 2014). Estas estruturas de origem biogénica apresentam-se como bons critérios para identificar o topo da bancada, apresentando aí formas circulares, que são interpretadas como sendo a extremidade do habitáculo, ou seja, a saída para o meio externo; contudo, por vezes estes seres perfuram mais do que uma camada, podendo aparecer marcas circulares no topo e na base da camada, dificultando a determinação da polaridade da sucessão. A deflexão das laminações internas dos leitos e a forma cónica dos Skolithos são também critérios a ter em conta na análise da polaridade. A análise de estruturas à micro- e mesoescala e das suas relações geométricas pode permitir o seu entendimento das estruturas à macroescala e, em última instância, compreender a relação destas estruturas com a edificação de uma antiga cadeia de montanhas, actualmente desmantelada, ou Figura 1 Diversidade de estruturas geológicas reconhecidas em unidades metassedimentares do Maciço Ibérico. (A) Exemplos de estruturas primárias (A1) Icnofósseis do género Cruziana (NW de Espanha); (A2) Icnofósseis do género Skolithos (Ordovícico da Apúlia); (A3) figuras de fluxo, com figuras de arraste e Flute casts (Grupo do Flysch do Baixo Alentejo, litoral SW de Portugal); (A4) granotriagem em sequências turbidíticas do Grupo do Flysch do Baixo Alentejo (os círculos de maiores dimensões indicam a base da camada). (B) Estruturas secundárias associadas a processos de deformação (B1) boudins em níveis de metagrauvaques, com os locais de maior estiramento (necks) evidenciados pela presença de veios de quartzo (Almograve, Grupo do Flysch do Baixo Alentejo); (B2) dobras assimétricas em rochas calcossilicatadas (Barragem do Caia, NE Alentejano); (B3) famílias de cisalhamentos conjugados com veios de quartzo en-echelon (Almograve, grupo do Flysch do Baixo Alentejo); (B4) Estruturas delta à microescala (Abrantes, micaxistos granatíferos). Figure 1 - Geological structures recognized in metasedimentary units of the Iberian Massif. (A) Examples of primary structures - (A1) Cruziana ichnofossils (NW Spain); (A2) Skolithos ichnofossils (Ordovician, Apulia); (A3) flow figures, with aspects of drag and flute casts (Baixo Alentejo Flysch Group,SW Portugal coastline); (A4) sorting in turbidite sequences of the Baixo Alentejo Flysch Group (the larger circles indicate the base layer). (B) secondary structures associated with deformation processes - (B1) boudins in metagreywacke levels, with necks evidenced by the presence of quartz veins (Almograve, Baixo Alentejo Flysch Group); (B2) asymmetric folds in calc silicate rocks (Caia Dam, NE Alentejo); (B3) families of conjugated shears with quartz veins en-echelon (Almograve, Baixo Alentejo Flysch Group); (B4) delta micro scale structures (Abrantes, mica garnetiferous). mesmo à génese de um supercontinente que posteriormente se fragmentou. Estas relações revelam-se fundamentais para a compreensão da Tectónica de Placas (actual e do passado) e consequentemente da dinâmica associada ao Planeta Terra. Zonas de Cisalhamento e estruturas associadas; o que elas nos dizem? Qualquer corpo, quando sujeito a um campo de tensões, pode variar a sua forma (i.e. distorção), posição e/ou orientação (i.e. rotação e/ou translação), adoptando uma configuração distinta da sua forma inicial; a esta propriedade dá-se o nome de deformação (e.g. Fossen, 2012). A deformação das rochas não se distribui geralmente de forma homogénea nos corpos rochosos, sendo comum que a mesma se concentre em zonas planares que acomodam a deformação entre blocos relativamente rígidos (e.g. Passchier & Trouw, 2005; Fossen, 2012).

4 36 Das estruturas geológicas à edificação de uma Cadeia de Montanhas Do Ciclo das Rochas ao Ciclo Tectónico Figura 2 Quadro esquemático de síntese com estruturas sedimentares que permitem aferir sobre a polaridade de uma sequência sedimentar (adaptado de Nichols, 2009). Figure 2 - Schematic synthesis framework with sedimentary structures to define the polarity of the sedimentary sequence (adapted from Nichols, 2009). Figura 3 A) - Modelo sintético da conexão entre falha, gerada em ambientes frágeis (superficiais), e zona de cisalhamento, de carácter dúctil. A transição entre estas duas zonas é gradual e depende de vários factores, tais como gradiente geotérmico e composição mineralógica da crosta. No caso de crostas continentais dominadas pela presença de granitos, essa passagem desenvolve-se entre os 10 e 15 km (adaptado de Fossen, 2012). B) - Esquema exemplificativo da relação entre variações da orientação de uma zona de cisalhamento transcorrente à macroescala e a sua cinemática (adaptado de Kearey et al., 2009). (1) - génese de estruturas em flor negativas associadas a inflexões que provocam extensão local; (2) génese de zonas constritivas locais e consequente formação de estruturas em flor positivas. Figura 3 - A) - Synthetic Model connection between fault generated in fragile environments (surface), and shear zone, ductile character. The transition between these two regions is gradual and depends on various factors such as geothermal gradient and mineralogical composition of the crust. In the case of continental crust dominated by the presence of granite, this passage develops between 10 and 15 km (adapted from Fossen, 2012). B) - Diagram of the relationship between changes in direction of transcurrent shear zone at the macroscale and its movement (adapted from Kearey et al., 2009): (1) negative flower structures genesis associated with inflections which bring about local extension. (2) - genesis of local and consequent formation of positive flower structures constricting areas.

5 Noel Moreira & Rui Dias Geonovas 28, 2015, 33 a Estas zonas tabulares, de espessura variável, apresentam geralmente deformação não-coaxial, com predomínio da deformação dúctil, que reflecte o deslocamento contínuo entre os dois blocos rígidos que a delimitam, sendo usualmente denominadas de zona de cisalhamento (Fig. 3A). A sua deformação leva ao desenvolvimento de fabrics, estruturas e paragéneses minerais que reflectem as condições de pressão e temperatura, o tipo de escoamento, bem como sua a cinemática (Passchier & Trouw, 2005). Associado a zonas de cisalhamento dúcteis geram-se comummente rochas metamórficas foliadas, com evidências de intensa recristalização e deformação plástica e na qual há alteração da dimensão (geralmente diminuição) dos grãos constituintes da rocha inicial (e.g. Sibson, 1977; Passchier & Trouw, 2005; Fossen, 2012). A esta tipologia de rochas dá-se o nome de milonitos (e.g. Sibson, 1977, Fig. 3A). Até pela sua definição, as zonas de cisalhamento parecem apresentar uma relação genética com falhas. As zonas de cisalhamento, desenvolvidas em profundidade, apresentam por vezes evidências superficiais da sua actuação: as falhas. Contudo, importa referir que a existência de falhas não implica a existência de uma zona de cisalhamento em profundidade, podendo a mesma estar apenas relacionada com questões tectónicas locais e superficiais. As falhas são assim situações particulares de zonas de cisalhamento, com características próprias, desenvolvidas em regimes superficiais com deformação frágil (Fig. 3A, Fossen, 2014). As falhas podem ser definidas como estruturas planares discretas (i.e. onde a espessura da zona de maior deformação é normalmente negligenciável), predominantemente frágeis, que concentram a deformação, separando blocos nos quais a deformação não se faz sentir. Associado aos planos de falha formam-se geralmente rochas associadas à sua actividade, nomeadamente brechas de falha e cataclasitos (Fig 3A). Verifica-se que, em profundidade (i.e. em regiões onde a pressão litostática e a temperatura são maiores), os materiais rochosos, quando sujeitos a de- Figura 4 Quadro resumo representando os principais indicadores cinemáticos reconhecidos numa zona de cisalhamento (adaptado de Passchier & Trouw, 2005). Figure 4 - Table summarisingthe main kinematic indicators recognized within a shear zone (adapted from Passchier & Trouw, 2005).

6 38 Das estruturas geológicas à edificação de uma Cadeia de Montanhas Do Ciclo das Rochas ao Ciclo Tectónico formação, não apresentam uma descontinuidade brusca como acontece com as falhas referidas anteriormente. Com efeito, a deformação deixa de se concentrar num plano passando a haver uma área mais larga na qual os materiais sofrem deformação, desenvolvendo-se assim uma zona de cisalhamento. As profundidades de transição entre a deformação dúctil e a deformação frágil são variáveis, dependendo do gradiente geotérmico e da composição mineralógica da crosta (Fossen, 2012). Considerando uma crosta essencialmente granítica, a profundidade de transição ocorre normalmente entre os 10 e os 15 Km (Scholz, 1988; Fossen, 2012, Fig. 3A). As falhas e as zonas de cisalhamento podem ser descritas tendo em conta a sua geometria e a sua cinemática, ou seja, a movimentação relativa entre os blocos. A descrição destas características é fulcral para a compreensão e interpretação da dinâmica das mesmas. No caso da deformação mais frágil, a identificação cinemática baseia-se muitas vezes no rejeito de estruturas prévias, como sejam camadas guia ou filões anteriores, tendo como base o principio da intersecção, e a sua relação com estruturas lineares presentes no plano de falha (estrias). Outras estruturas como sigmóides, fendas en-echelon e estruturas do tipo Riedel podem ser também utilizadas como critérios cinemáticos. No caso da deformação dúctil, a diversidade das estruturas é ainda maior. A multiplicidade de critérios relativos à cinemática das zonas de cisalhamento advém do facto de este processo estar intimamente relacionado com os processos metamórficos e, consequentemente, com o aumento da pressão e temperatura. O crescimento de novos minerais, a génese de estruturas planares (e.g. foliação, que só muito raramente se associam a zonas de falhas) e lineares (e.g. lineação de estiramento) ou a deformação de estruturas e minerais prévios fazem com que o espectro de estruturas criadas seja mais alargado (Fig. 4). Assim, para um entendimento da génese e evolução de uma qualquer zona de cisalhamento, é necessário um estudo aprofundado a todas as escalas destas estruturas. Na maioria dos casos a interpretação de uma zona de cisalhamento à escala de um orógeno não é linear, sendo necessário o estudo cuidadoso a diversas escalas (desde a micro- à macroescala), uma vez que a mesma pode apresentar particularidades pontuais que não representam a sua dinâmica geral. Considera-se, a título de exemplo, uma zona de cisalhamento com movimentação transcorrente (i.e. onde os blocos adjacentes se deslocam essencialmente segundo a horizontal), com inflexões da direcção ao longo do seu traçado, como representado na figura 3B. A interpretação desta estrutura só pode ser realizada quando compreendida no seu todo, uma vez que modificações locais na sua orientação geral poderão induzir em erro, ostentando pontualmente cinemáticas distintas da sua cinemática geral devido às heterogeneidades locais induzidas pelas inflexões dos planos de falha/zonas de cisalhamento (Kearey et al., 2009). Estas heterogeneidades podem induzir a génese local de zonas compressivas (restraining bends) e, consequentemente, a génese de estruturas de encurtamento com a eventual formação de estruturas com componente cavalgante (e.g. estruturas em push-up ou estruturas em flor positivas) ou de zonas extensivas (releasing bends) que podem gerar estruturas com cinemática normal e consequentemente à possível génese de bacias (e.g. bacia de pull-apart ou estruturas em flor negativas). Contudo, estas especificidades observadas localmente não reflectem na realidade a componente transcorrente dominante em toda a zona de cisalhamento. A análise detalhada das estruturas geológicas associadas a falhas e zonas de cisalhamento revela- -se assim fulcral para uma correta interpretação da sua dinâmica e, naturalmente, para a compreensão da evolução geodinâmica de uma qualquer região do globo, uma vez que estas estruturas se associam espacialmente a todos os limites de placas. Do fundo dos oceanos ao núcleo de uma cadeia de montanhas; do Ciclo das Rochas ao Ciclo Tectónico O reconhecimento da diversidade litológica permitiu que fossem distinguidos, desde muito cedo, três tipos de rochas (sedimentares, magmáticas e metamórficas), muito antes da compreensão dos processos associados à formação de cada um dos três tipos, algo que só aconteceu posteriormente. A percepção dos processos que levam à génese das rochas permitiu a individualização de dois importantes sistemas naturais, que funcionam de forma cíclica e cooperativa: o Ciclo Hidrológico e o Tectónico. A sua actuação conjunta, concomitante com

7 Noel Moreira & Rui Dias Geonovas 28, 2015, 33 a a gravidade e os processos de ajustamento isostático, provoca, ao longo do tempo geológico, uma movimentação dos materiais geológicos da superfície para locais mais profundos na crosta terrestre e até mesmo do manto, sendo posteriormente trazidos novamente para a superfície; este processo cíclico implica alterações físicas e químicas das rochas; de facto ao serem transportadas para locais diferentes daqueles onde se formaram, as rochas são sujeitas a condições de pressão, temperatura e ambiente químico diferentes das que existiam inicialmente. Ao conjunto de processos que são responsáveis por este trânsito litológico designou-se de Ciclo das Rochas (Fig. 5A). Com efeito, a ação do Ciclo Tectónico em conjugação com os processos geológicos associados ao Ciclo Hidrológico (em especial a destruição dos relevos e a deposição dos materiais daqui resultantes) obrigam uma permanente modificação da superfície da Terrestre. A interacção entre os Ciclos Hidrológico e das Rochas é facilmente reconhecível pelo senso comum (ou pelo menos uma fracção desta interacção), o que o ditado Água mole em pedra dura, tanto dá até que fura enfatiza bastante bem. Contudo, a interacção entre os Ciclos das Rochas e o Tectónico envolve processos menos perceptíveis e palpáveis, uma vez que acontecem a escalas temporais distintas da escala humana (e.g. Dodick & Orion, 2003; Dias & Cardoso, 2005; Bonito et al., 2010); as zonas activas tectonicamente são uma exceção, pois aí o intenso tectonismo e vulcanismo refletem-se no quotidiano das populações, tornando percetível parte desta extensa interação. Com efeito, embora estes processos se desenrolem no seu conjunto a velocidades extremamente baixas e períodos longos para os nossos sentidos, eles são marcados por eventos catastróficos (i.e. muito intensos e de curta duração) como os sismos e as erupções. Todavia, a interacção entre os Ciclos Tectónico e das Rochas é bastante mais vasta. Apesar de muitas vezes se dissociar totalmente os Ciclos Tectónico e Hidrológico, fazendo uma correspondência directa entre o Ciclo Hidrológico e as rochas sedimentares e entre o Ciclo Tectónico e as rochas metamórficas e magmáticas, esta correspondência Figura 5 A) - Representação esquemática do Ciclo das Rochas, mostrando diversos processos associados à génese das três tipologias de rochas existentes. B) - Diagrama de fácies metamórficas, assinalando o traçado de um gradiente geotérmico de 25ºC/Km (circulo azul representa a profundidade de 7 km e 175 ºC de temperatura). C) - Representação esquemática do Ciclo Tectónico e a sua relação temporal com as principais famílias de rochas. Figure 5 - A) - Schematic view of the Rock Cycle, showing various processes associated with the genesis of the three types of existing rocks. B) - Diagram of metamorphic facies, indicating the layout of a geothermal gradient of 25 C / km (blue circle represents the depth at 7 km and 175 C temperature). C) - Schematic representation of the Tectonic Cycle and its temporal relation to the main rock families.

8 40 Das estruturas geológicas à edificação de uma Cadeia de Montanhas Do Ciclo das Rochas ao Ciclo Tectónico deve ser feita com cautela sob pena de se perder a visão dinâmica e integrada do Ciclo das Rochas. A transição entre os diversos campos representados no Ciclo das Rochas é gradual. Todavia, para que o mesmo pudesse ser sistematizado, houve necessidade de considerar uma divisão artificial entre os conjuntos de processos activos em cada um dos ambientes (Fig. 5A). Esta abordagem de sistematização, que facilita a compreensão de muitos fenómenos, cria limites estanques entre processos (e consequentemente entre tipos de rochas) que não têm significado na Natureza. No caso concreto das rochas sedimentares, estas formam-se na generalidade dos casos em bacias de sedimentação, que são alimentadas por cursos de água que transportam consigo sedimentos e elementos químicos provenientes da meteorização física e química de rochas emersas, bem como restos mortais de seres vivos. Apesar da génese destas rochas estar directamente associada ao Ciclo Hidrológico, a existência de depressões na crosta terrestre, onde ocorre a sedimentação dos materiais transportados pelos agentes da dinâmica externa, encontrase geralmente associada à Tectónica de Placas. É também fundamental realçar que os grandes relevos que ao serem erodidos vão alimentar as bacias de sedimentação; de facto são eles próprios fortemente condicionados pela tectónica. Considerando as grandes bacias oceânicas como as principais bacias de sedimentação à escala global, é intuitivo que os processos que levam à oceanização estejam directamente relacionados com o Ciclo Tectónico (Fig. 5C). Outras tipologias de bacias (como sejam as bacias de pull-apart anteriormente referidas) encontram-se também elas controladas por processos associados essencialmente à dinâmica interna, o que mostra a interacção entre a génese desta tipologia de rochas e o Ciclo Tectónico. A interacção entre metamorfismo e deformação é também um dos pontos fulcrais na compreensão do Ciclo das Rochas; contudo, estes conceitos são muitas vezes abordados separadamente, tornando-se um constrangimento à compreensão dos processos geodinâmicos. A título de exemplo, considerar-se-á que uma bacia oceânica (as planícies abissais apresentam profundidades entre 3000 e 6000 m; Lowrie, 2007) poderia ser totalmente preenchida por sedimentos, empilhando um total máximo próximo de 7000 m (considerando subsidência da bacia associada à isostasia inerente ao facto de estarmos a substituir água do mar com densidade próxima de 1 por sedimentos com uma densidade média superior a 2,5 g/cm 3 ). Admitindo um gradiente geotérmico médio de 25 ºC/Km (Kearey et al., 2009), as temperaturas na base da sequência sedimentar atingiriam um máximo próximo dos 175 ºC, temperatura muito próxima da transição entre rochas sedimentares e rochas metamórficas (Fig. 5B). Como tal, as temperaturas e pressões actuantes nas zonas mais profundas das bacias sedimentares permitem no máximo gerar rochas metamórficas de muito baixo grau, excluindo-se assim a formação de rochas metamórficas de médio e alto grau, bem como a fusão das rochas e subsequente génese de rochas magmáticas. Desta forma, apenas recorrendo aos processos de espessamento e/ou estiramento litosférico, directamente enquadrados no Ciclo Tectónico, se torna possível a compreensão do Ciclo das Rochas, principalmente no que respeita à génese de rochas magmáticas e metamórficas (Fig. 5). Para que uma sucessão sedimentar depositada numa bacia sedimentar (oceânica) venha a sofrer metamorfismo de carácter regional ter-se-á, por isso, que invocar a presença do Ciclo Tectónico e, consequentemente, o binómio metamorfismo-deformação. A génese das rochas metamórficas só é possível num planeta activo do ponto de vista tectónico, onde a variação da pressão e temperatura necessária para desencadear os processos metamórficos, resulta quase sempre de um espessamento de materiais rochosos associado aos processos orogénicos. Na verdade, o espessamento crustal encontra-se, na maioria dos casos, associado a limites de placas do tipo convergente. A convergência entre dois blocos continentais, separados entre si por uma bacia oceânica, caracterizada pela presença de sequências sedimentares sub-horizontais, mais ou menos espessas, obriga a que haja uma diminuição da extensão da bacia e, como tal, os estratos inicialmente sub-horizontais vão sofrer encurtamento. Esta convergência leva frequentemente a que as tensões compressivas máximas sejam subhorizontais (e não subverticais como acontece quando a tensão litostática é predominante), gerando nas rochas uma série de estruturas geológicas (e.g. dobras e falhas) que permitem o espessamento vertical da sucessão e consequente aumento da pressão e temperatura nas zonas mais profundas das sequências sedimentares. Estes processos de deformação poderão induzir um conjunto de transformações físicas e químicas nas

9 Noel Moreira & Rui Dias Geonovas 28, 2015, 33 a rochas, no estado sólido, ao longo do tempo, transformando -a numa rocha distinta da inicial; daqui resulta a génese de rochas metamórficas à escala regional. Se o incremento de temperatura associado ao espessamento crustal continuar, as rochas poderão fundir total ou parcialmente, dando origem a magmas que poderão cristalizar em profundidade (rochas plutónicas) ou à superfície (rochas vulcânicas). Quando se observa a distribuição global de rochas magmáticas recentes à escala global, sejam elas vulcânicas ou plutónicas, verifica-se que o arranjo não é de todo aleatório; estas tipologias de rochas encontram-se directamente associadas a limites de placas (na maioria dos casos divergentes ou convergentes). Da mesma forma, tendo em conta o princípio das causas actuais, a existência de grandes volumes de rochas deste tipo em períodos passados deverão estar associadas a grandes eventos tectónicos, com uma íntima relação com os limites de placas. No capítulo seguinte, abordar-se-á o caso concreto de Portugal Continental, uma vez que a simples observação da sua geologia como um todo, mostra uma geohistória complexa, que só pode ser entendida quando enquadrada amplamente no contexto do Ciclo Tectónico. Do Ciclo Tectónico à Geologia de Portugal; uma visão diferente de um mapa geológico É usual a subdivisão de Portugal continental em grandes unidades morfotectónicas: Maciço Ibérico (ou Hespérico), Orlas Meso-Cenozóicas Meridional (ou do Algarve) e Ocidental (ou Lusitaniana) e Bacia do Tejo e do Sado (Fig. 6A, Ribeiro et al., 1979; Ribeiro, 2013a). Esta divisão reflecte na verdade diferentes momentos no que respeita à evolução geodinâmica de Portugal; cada uma destas unidades apresenta características litológicas, estruturais e cronológicas distintas entre si. O Maciço Ibérico apresenta-se zonado, sendo por sua vez subdividido em zonas com características tectono- -estratigráficas, metamórficas e magmáticas próprias (Fig. 6B, e.g. Lotze, 1945; Julivert et al., 1974; Ribeiro et al., 1979). Contudo, em todas estas zonas há um denominador comum: a presença de abundantes rochas metamórficas, muitas vezes associadas a um intenso magmatismo (Fig. 6C, Dias et al., 2013 e referências inclusas). Tendo em conta o referido nos capítulos anteriores, a ocorrência destas tipologias de rochas só poderá ser compreendida tendo em conta a associação com o Ciclo Tectónico, que terá induzido a formação de uma cadeia orogénica associada a um forte espessamento crustal, algo que não acontece, por exemplo, nas Orlas Meso- -cenozóicas, onde as rochas são maioritariamente sedimentares, o que permite inferir que nunca estiveram associadas a nenhum processo orogénico. Desde logo, se se considerar a distribuição espacial e abundância de rochas magmáticas plutónicas, bem como o grau metamórfico ostentado pelas rochas ante-mesozóicas, é possível colocar em evidência um zonamento interno no Maciço Ibérico (e.g. Ribeiro, 2013b). Com efeito, denota-se um sector central, no qual predominam as rochas ígneas e metamórficas de mais alto grau (Zonas Centro Ibérica, Ossa-Morena e Oeste Astúrico-Leonesa), ladeado por litologias de muito baixo grau metamórfico, e com menor volumetria de rochas magmáticas, nas regiões mais externas do referido maciço (Zona Cantábrica, apenas representada em Espanha, e Zona Sul-Portuguesa; Figs. 6B e C). Enquadrando este facto no contexto do Ciclo Tectónico torna-se evidente a presença de uma geohistória complexa, bem distante sensorial e temporalmente. Na verdade, o Maciço Ibérico constitui um segmento de uma extensa cintura orogénica antiga, com cerca de 1000km de largura por 8000km de comprimento, que se estende desde o Cáucaso aos Apalaches e às montanhas Ouachita nos Estados Unidos (e.g. Matte, 2001; Nance et al., 2012). O sector europeu desta cintura orogénica designou-se de Cadeia Orogénica Varisca Europeia (Fig. 6B, e.g. Ribeiro & Sanderson, 1996), sendo que o Maciço Ibérico representa o fragmento mais ocidental desta cintura orogénica na Europa, contemplando rochas com idades ante-mesozóicas (Ribeiro et al., 1979). Os processos que deram lugar a esta cintura orogénica tiveram lugar durante o Paleozóico (e.g. Matte, 2001; Moreira et al., 2014), sendo o resultado da abertura e fecho do Oceano Rheic, que culmina com a colisão entre três grandes placas Gondwana a Sul e Laurência e Báltica a Norte e uma série de blocos continentais menores que bordejavam o bordo setentrional do Gondwana (e.g. Ribeiro et al., 1979; 2007; Matte, 2001; Nance et al., 2012). Este processo de colisão de placas culmina com a formação do Supercontinente Pangeia no Carbonífero.

10 42 Das estruturas geológicas à edificação de uma Cadeia de Montanhas Do Ciclo das Rochas ao Ciclo Tectónico Figura 6 A) - Unidades morfotectónicas da Península Ibérica (adaptado de Ribeiro et al., 1979). B) - Cadeia Varisca Europeia, colocando em evidência os principais Maciços Variscos Europeus, bem como o zonamento interno do Maciço Ibérico (adaptado de Ribeiro et al., 1979; Martínez Catalán, 1990; Matte, 2001; Ribeiro & Sanderson, 1996). C) - Mapa geológico simplificado do território continental português, pondo em evidência a presença de um intenso plutonismo no Centro e Norte de Portugal, envolvido por rochas metamórficas (adaptado de Carta Geológica de Portugal à escala 1: do LNEG (2ª edição), 1968). Figure 6 - A) - Mmorphotectonic units of the Iberian Peninsula (adapted from Ribeiro et al., 1979). B) - European Variscan chain, highlighting the main European Variscan massifs, as well the internal zonation of the Iberian Massif (adapted from Ribeiro et al., 1979; Martínez Catalán, 1990; Matte, 2001; Ribeiro & Sanderson, 1996). C) - Geological map of Portugal, simplified, highlighting the intense plutonism in Central and Northern Portugal, surrounded by metamorphic rocks (adapted from Geological Map of Portugal 2nd edition, at scale 1: of LNEG, 1968).

11 Noel Moreira & Rui Dias Geonovas 28, 2015, 33 a Os processos geodinâmicos associados ao fecho do Oceano Rheic, com início no Devónico inferior (e.g. Moreira et al., 2014), e posterior colisão continental são responsáveis pela deformação e metamorfismo das unidades de idade ante-mesozóica identificadas no Maciço Ibérico (Fig. 6C) e consequente espessamento crustal, bem como pelo intenso plutonismo do Paleozóico superior (Devónico superior ao Pérmico), bastante bem representado no Centro e Norte de Portugal (Dias et al., 2013 e referências inclusas). A presença de estruturas geológicas secundárias a todas a escalas, desde a micro- à macroescala, articulada com metamorfismo e magmatismo reconhecido em todo o Maciço Ibérico, permite assim compreender os fenómenos relacionados com a génese da cadeia orogénica Varisca. Estas estruturas permitem deduzir a sequência de acontecimentos, como são exemplo os episódios tectonometamórficos e magmáticos, mostrando assim a estreita relação entre o Ciclo Tectónico e o Ciclo das Rochas. Por fim, a erosão da cadeia orogénica referida, associada à recuperação isostática, acaba por trazer à superfície e subsequentemente até ao afloramento, materiais que se geraram em ambientes profundos, no núcleo de uma cadeia de montanhas. Desta forma, é possível a sua visualização destes materiais, tornando o Maciço Ibérico um verdadeiro laboratório ao ar livre. Isto mostra que Se o presente é a chave para o passado, baseado no Princípio do Actualismo, não é menos verdade que O passado pode ser a chave para o presente, visto permitir estudar níveis crustais inferiores, actualmente à superfície, possibilitando assim uma maior compreensão dos fenómenos actuantes em cadeias de montanhas recentes como sejam os Himalaias ou os Andes. Após a génese da Pangeia no Paleozóico superior, a evolução do Território Continental Português durante o Meso-Cenozóico irá ser profundamente condicionada pelos Ciclos de Wilson Alpino e Atlântico (e.g. Kullberg et al. 2013, Terrinha et al., 2013). Com efeito, a base do Mesozóico (Triásico) é caracterizado pela presença de sedimentos continentais resultantes da erosão dos terrenos que constituem o Orógeno Varisco, marcando o início do estiramento litosférico que irá culminar com a fragmentação da Pangeia. Este processo leva à génese das Bacias Meso-cenozóicas meridional e ocidental, onde se depositam espessas séries sedimentares, às quais se associa magmatismo pontual, bem como outras bacias sedimentares de reduzidas dimensões (e.g. Bacia de Santiago do Cacém). Esta transição entre as fases colisionais associadas ao Ciclo Varisco e as fases distensivas associadas ao Ciclo Atlântico é bem marcada pela célebre discordância angular do Telheiro (estrutura de contacto), onde as unidades sedimentares de idade triássica assentam de forma discordante sobre as carboníferas deformadas (Ribeiro, 2013c). A cuidada observação das estruturas geológicas revela-se assim como uma peça chave na compreensão da evolução geodinâmica de um qualquer lugar no nosso planeta, permitindo assim a caracterização dos principais processos actuantes que levaram à sua actual configuração. Estas estruturas mostram também uma interdependência de processos entre os Ciclos Tectónico e das Rochas, que podem e devem ser vistos de forma integrada para a melhor compreensão da evolução do sistema Terra. Agradecimentos Noel Moreira agradece à Fundação Calouste Gulbenkian pelo financiamento do trabalho, através do Programa Estímulo à Investigação 2011 e à Fundação para a Ciência e Tecnologia pela bolsa de doutoramento de referência (SFRH/BD/80580/2011). Os autores agradecem também ao financiamento atribuído ao Centro de Geofísica de Évora, através do contrato com a Fundação para a Ciência e a Tecnologia (PEst-OE/CTE/ UI0078/2011). Os autores agradecem aos revisores pelos seus comentários que incrementaram a qualidade do manuscrito. Bibliografia Bonito, J., Marques, L., Morgado, M., Rebelo, D., Medina, J., McDade, G. & Martins, L., A importância do tempo geológico percebida pelos alunos de anos: um estudo realizado em escolas nas zonas Centro e Norte de Portugal. Anais do 45.º Congresso Brasileiro de Geologia, Belém. Davis, G. H. & Reynolds, S. J., Structural Geology of Rocks and Regions. New York, John Wiley and Sons, 776 p. Dias. R. & Cardoso, R., Da deformação experimental de leitos de areia à compreensão das rochas metamórficas. Geonovas, Lisboa, 19: Dias, R., Araújo, A., Terrinha, P. & Kullberg, J. C., Geologia de Portugal. Geologia Pré-mesozóica de Portugal, vol. 1, Escolar Editora, 807. Dodick, J. & Orion, N., Cognitive factors affecting students understanding of geological time. J. Res. Sci. Teach., 40(4): Fossen, H., Geologia Estrutural. 1 ª Edição, Oficina de Textos, 584 p., ISBN: Julivert, M., Fontbote, J. M., Ribeiro, A. & Nabais Conde, L. E., Mapa Tectónico da Península Ibérica y Baleares, Escala 1/ e Memória Explicativa. Inst. Geol. Min. España, 113.

12 44 Das estruturas geológicas à edificação de uma Cadeia de Montanhas Do Ciclo das Rochas ao Ciclo Tectónico Kearey, P., Klepeis, K. A. & Vine, F., Global Tectonics, 3 rd edition, Wiley-Blackwell, John Wiley & Sons, West Sussex, UK, 482. Key, M. M., Jr., Skolithos in the Lower Cambrian Antietam Formation at South Mountain, Pennsylvania. (D. Hoskins & N. Potter, Eds.). Guidebook for the 79th Annual Field Conference of Pennsylvania Geologists. Field Conference of Pennsylvania Geologists. Harrisburg, PA, Kullberg, J. C., Rocha, R. B., Soares, A. F., Rey, J., Terrinha, P., Azerêdo, A. C., Callapez, P., Duarte, L. V., Kullberg, M. C., Martins, L., Miranda, J. R., Alves, C., Mata, J., Madeira, J., Mateus, O., Moreira, M. & Nogueira, C. R., A Bacia Lusitaniana: Estratigrafia, Paleogeografia e Tectónica. In: Dias, R., Araújo, A., Terrinha, P. & Kullberg, J. C. (Eds.), Geologia de Portugal, Volume II, Geologia Meso-cenozóica de Portugal. Escolar Editora, Lotze, F., Zur Gliderung der Varisziden in der Iberischen Meseta. Geotekt. Forsch, 6: Lowrie, W., Fundamentals of Geophysics. 2 nd edition, Cambridge University Press, Cambridge, UK, 381 p. Martínez Catalán, J. R., West Asturian-Leonese Zone - introduction. In: Pre-Mesozoic Geology of Iberia. (Dallmeyer, R. D. & Martínez-García, E. Eds.), Springer-Verlag, Matte, P., The Variscan collage and orogeny ( Ma) and the tectonic definition of the Armorica microplate: a review. Terra Nova, 13, Moreira, N., Araújo, A., Pedro, J. C. & Dias, R., Evolução geodinâmica da Zona de Ossa-Morena no contexto do SW Ibérico durante o Ciclo Varisco. Comunicações geológicas, 101(I) Vol. Especial do IX CNG/2º CoGePLiP, Nance, R. D., Gutiérrez-Alonso, G., Keppie, J. D., Linnemann, U., Murphy, J. B., Quesada, C., Strachan, R. A. & Woodcock, N. H., A brief history of the Rheic Ocean. Geoscience Frontiers, 3, Nichols, G., Sedimentology and stratigraphy. Wiley-Blackwell Passchier, C. W. & Trouw, R. A. J., Microtectonics. 2 nd Edition, Springer, 382. Ribeiro, A., 2013a. Evolução geodinâmica de Portugal; uma introdução. In: Geologia de Portugal, vol. 1. (Dias, R., Araújo, A., Terrinha, P. & Kullberg, J. C. (Eds.), Escolar Editora, Ribeiro, A., 2013b. Evolução geodinâmica de Portugal; os Ciclos ante-mesozóicos. In: Geologia de Portugal, Volume I, (Dias, R., Araújo, A., Terrinha, P. & Kullberg, J. C. (Eds.), Geologia Pré-mesozóica de Portugal. Escolar Editora, Ribeiro, A., 2013c. A evolução geodinâmica de Portugal; os ciclos meso-cenozóicos. In: eologia de Portugal, vol. 2, (Dias, R., Araújo, A., Terrinha, P. & Kullberg, J. C., (Eds.), G Escolar Editora, Ribeiro, A. & Sanderson, D., SW-Iberia - Transpressional Orogeny in the Variscides. In: EUROPROBE- Lithosphere dynamics. Origin and evolution of continents. (Gee, D. G. & Zeyen, H. J. (Eds.), Europrobe secretariate, Uppsala University, Ribeiro, A., Antunes, M. T., Ferreira, M. P., Rocha, R. B., Soares, A. F., Zbyszewski, G., Moitinho de Almeida, F., Carvalho, D. & Monteiro, J. H., Introduction à la géologie générale du Portugal. Serviços Geológicos de Portugal, 114. Ribeiro, A., Munhá, J., Dias, R., Mateus, A., Pereira, E., Ribeiro, L., Fonseca, P., Araújo, A., Oliveira, T., Romão, J., Chaminé, H., Coke, C. & Pedro, J., Geodynamic evolution of the SW Europe Variscides. Tectonics, 26: 1-24, doi: /2006/tc Sá, A. A., Meireles, C., Coke, C. & Gutiérrez-Marco, J. C., Unidades litoestratigráficas do Ordovícico da região de Trás-os-Montes (Zona Centro-Ibérica, Portugal). Comunicações Geológicas, 92: Sá, A. A., Gutiérrez-Marco, J. C., Piçarra, J. M., García- -Bellido, D. C., Vaz, N. & Aceñolaza, G. F., Ordovician vs. Cambrian ichnofossils in the Armorican Quartzite of central Portugal. In: Ordovician of the World, (Gutiérrez-Marco, J. C., Rábano, I. & García-Bellido, D. (Eds.), Madrid, Instituto Geológico y Minero de España, , ISBN: Scholz, C. H., The brittle plastic transition and the depth of seismic faulting. Geol. Rundsch., 77(1): , doi: /bf Sibson, R. H., Fault rocks and fault mechanisms. Journal of the Geological Society, 133(3): , doi: /gsjgs Terrinha, P., Rocha, R. B., Rey, J., Cachão, M., Moura, D., Roque, C., Martins, L., Valadares, V., Cabral, J., Azevedo, M. R., Barbero, L., Clavijo, E., Dias, R. P., Matias, H., Matias, L., Madeira, J., Silva, C. M., Munhá, J. R., Rebelo, L., Ribeiro, C., Vicente, J., Noiva, J., Youbi, N. & Bensalah, M. K., A Bacia do Algarve: Estratigrafia, Paleogeografia e Tectónica. In: Dias, R., Araújo, A., Terrinha, P. & Kullberg, J. C. (Eds.), Geologia de Portugal, vol. 2. Escolar Editora, Sousa, P., Contribuição para o estudo do Carbónico inferior e médio em Portugal. Comparação com o de Espanha. Com. Serv. Geol. Portugal, 13: Strauss, G. K., (1965). Geologie der SW-Iberichen Kiesprovinz und Lagerstaten mit besonder Berucksichtigung der Pyritegrube Lousal, Portugal. PhD Thesis, Univ. Munchen. Versão em espanhol da tese de Strauss, Memoria do Instituto. Geologico y Minero de España, 77: 5-26.