2.1 Contextualização tectono-estratigráfica
A área de estudo corresponde a um sector no NW do Maciço Ibérico, em Trás- os-Montes Ocidental, abrangendo a Sul parte dos concelhos de Ribeira de Pena e Murça e a Norte parte dos concelhos de Montalegre e Boticas. A parte central da área é morfologicamente marcada pelo vale correspondente à Falha Régua-Verin (FRV). Em termos cartográficos esta área está representada globalmente na Folha 2 da Carta Geológica de Portugal à escala 1:200.000, e cartografadas parcelarmente nas Folhas 6A, 6B, 6C, 6D da Carta Geológica de Portugal à escala 1: 50 000.
A área abrange a zona sul da Zona Galiza e Trás-os-Montes (ZGTM) no limite com a Zona Centro-Ibérica (ZCI) (Julivert et al., 1974; Farias et al., 1987; Arenas et al., 1988), onde afloram rochas plutónicas e metamórficas que apresentam estruturação resultante de deformação polifásica varisca e grau de metamorfismo variável.
Os terrenos da ZGTM, de carácter parautóctone a alóctone, representam um empilhamento de mantos carreados sobre os terrenos autóctones da ZCI, no decurso das duas primeiras fases de deformação variscas. O grau de deslocação sofrida pelos mantos carreados e o seu maior ou menor grau de afinidade com as unidades autóctones, determina a sua natureza parautóctone ou alóctone.
Assim, a ZGTM pode ser dividida em distintas unidades (fig. 2.1) (Rodrigues et al., 2005; Ribeiro, 2006; Catalán, 2009), separadas por acidentes tectónicos e sobrepondo-se de cima para baixo:
- Alóctone superior ou Complexo Alóctone Superior (CAS); - Complexo Ofiolítico (CO);
- Alóctone inferior ou Complexo Alóctone Inferior (CAI).
- Parautóctone ou Complexo de Mantos Parautóctones (CMP).
O Parautóctone e o Alóctone inferior estão separados entre si pelo carreamento de base do CAI (Pereira, 2000).
O carreamento principal de Trás-os-Montes, “Main Trás-os-Montes Thrust” – MTMT (Ribeiro et al., 1990), corresponde ao limite inferior do Parautóctone e separa a ZGTM da ZCI. Este carreamento é caracterizado por intensa milonitização (Ribeiro, 1998, 2006) e é sobreposto pelas unidades negras do Silúrico, consideradas as unidades da base do Parautóctone, por onde se deu o desprendimento e deslocamento sobre o Autóctone da ZCI (Farias et al., 1987; González et al., 2002; Catalán et al. 2009).
Fig. 2.1 – Esboço das unidades alóctones e parautóctones de ZGTM do NW Ibérico com destaque para a área estudada (Rodrigues et al, 2006).
A área estudada fica localizada no Parautóctone, também conhecido por Complexo de Mantos Parautóctones (CMP). Dados estruturais (Meireles et al., 1995; Meireles et al., 1999; Pereira et al., 2003; Rodrigues et al., 2005; 2006a; 2006b; 2006c), dados litoestratigráficos (Ribeiro et al., 1995; 1996; 1997; 2000; 2003, Noronha et al. 1998; 2007) e dados geoquímicos (Ribeiro et al., 1993; 1997; 2003) permitiram subdividir o Parautóctone em:
- Parautóctone inferior, apresentando um menor grau de deslocamento e maior afinidade com o Autóctone da ZCI. O parautóctone inferior é também designado por Complexo imbricado ou Domínio Parautóctone Inferior (DPI) (Rodrigues et al., 2005). Na região de Vila Pouco de Aguiar (VPA), região integrante da área em estudo, recebeu a designação de Domínio Estrutural de Três Minas (DETM) (Ribeiro, 1998).
- Parautóctone superior, com maior grau de deslocação e uma maior afinidade com o Alóctone Inferior que se lhe sobrepõe. É igualmente designado por Domínio mantos-dobra ou Domínio Parautóctone Superior (DPS) (Rodrigues et al., 2005). Na região de Vila Pouco de Aguiar (VPA) recebeu a designação de Domínio Estrutural de Carrazedo (DEC) (Ribeiro, 1998).
As duas unidades parautóctones, inferior e superior, estão separados entre si pelo Carreamento Palheiros – Vila Flor (CPVF) (Rodrigues et al., 2005), cuja relevância já tinha sido referida com base em critérios litoestratigráficos, litogeoquímicos e estruturais (Ribeiro, 1998; Ribeiro et al, 2003).
2.2. Deformação polifásica da Orogenia Varisca no NW Ibérico
A Orogenia Varisca teve início com a colisão continental Laurussia-Gondwana durante o Devónico (Ribeiro et al., 2007) e é caracterizada por um carácter acreccional, relacionado com empilhamento de mantos carreados e consequente encurtamento crustal, e outro mais tardio, relacionado com colapso gravitacional. (Arenas & Catalán, 2003; Catalán et al., 2009).
Esta orogenia induziu nos terrenos do NW Ibérico uma deformação polifásica com diferentes características que se expressaram em três fases distintas separadas no tempo: fases D1 e D2 numa sequência cronológica próxima e relacionadas com a colisão/convergência orogénica e a fase D3 de carácter (fig. 2.2.).
Na área em estudo, D1 gerou uma foliação de plano axial S1 sub-paralela com
S0, acompanhada de exsudação de filonetes de quartzo que lhe são sub-concordantes
(Ribeiro, 1998). Esta partição de deformação é controlada pela posição na macroestrutura e pela natureza litológica do material (Rodrigues et al, 2006). Esta fase de deformação é caracterizada por variações de vergência. Em DETM ou Parautóctone inferior, apresenta um plano axial sub-vertical e é responsável pela foliação principal. Em DEC ou Parautóctone superior, a fase de deformação posterior,
D2, transpôs quase por completo S1. Contudo, é possível encontrar S1 preservada em
alguns microlithons e determinar uma vergência dos seus planos axiais para NE e SE.
A fase D2 decorre da fase D1 com relativa proximidade de estilo e de cronologia
acentuando a vergência das estruturas D1 para SE, resultando em dobras deitadas de
flanco inverso muito curto que podem evoluir para mantos-dobra (Ribeiro, 1998;
clivagem de cisalhamento sub-horizontal S2 que está mais marcada em DEC
(Parautóctone superior) e que transpôs a foliação anterior em conjunto com os
filonetes de quartzo de exudação que lhe eram sub-concordantes (S2//S1//S0). Em
DETM (Parautóctone inferior), a foliação S2 está mais localizada, confinada às
proximidades dos carreamentos.
Fig. 2.2 - Esquema representativo das características e cronologia das principais fases de deformação varisca, condições de P-T de metamorfismo e cronologia relativa da instalação dos granitos e estruturas quartzosas no NW da Peninsula Ibérica [adaptado de Dias e Ribeiro, 1994; Dória, 1999; Ribeiro et al., 1999]. Nos paleomapas está localizada a vermelho a posição que os terrenos em estudo ocupavam ao longo das diferentes fases do Ciclo Varisco (Adaptado de SCOTESE, 2001).
A fase D3 actuou após a estruturação e empilhamentos dos sucessivos mantos
constituintes de DETM e DEC. Por conseguinte, esta fase afectou a generalidade dos terrenos, reactivando estruturas precoces, resultando numa reorientação das
estruturas prévias, geradas nas fases D1 e D2. Durante a fase D3 ocorreu um
dobramento de plano axial sub-vertical N120º e gerou uma clivagem de crenulação S3,
localizada e bastante penetrativa, em especial em DETM, e que está
axiais das dobras. A penetratividade da foliação associada ao dobramento D3 depende
essencialmente da tipologia e orientação das anisotropias prévias (Ribeiro, 1998; Rodrigues et al, 2006).
Por fim, ocorreu uma fase frágil-dúctil a frágil que afectou toda a região, produzindo os sistemas de falhas N20º a N30ºE, N-S e E-W a ENE-WSW. Estes sistemas, principalmente o N20º a N30ºE e o N-S são percorridos por uma intensa circulação de fluidos que conduziu a uma abundante deposição de quartzo (Ribeiro, et al., 2000).
Importa destacar a Falha Régua-Verin (FRV) relacionada cisalhamento semi- frágil a frágil tardi a pós-D3 (e. g., Iglesias & Ribeiro; 1981a, b; Pereira et al., 1984), geradas durante o levantamento crustal rápido a moderado ocorrido após o Westefaliano (310-300 Ma) (Lourenço et al., 2002), relacionado com a fase
intracontinental varisca (D3).
2.3. Metamorfismo nas unidades parautóctones
O metamorfismo registado na área em estudo está relacionado com as diferentes fases da Orogenia Varisca, verificando-se uma relação da deformação com
diferentes condições metamórficas. Nas fases acrecionárias D1 e D2 observaram-se
condições de metamorfismo de baixa a média pressão (tipo Barroviano), sendo estas fases responsáveis por diferenciação metamórfica mais ou menso intensa, marcada
essencialmente por quartzo e moscovite, enquanto que para a fase D3, registaram-se
condições de alta temperatura e baixa pressão (tipo Bucaniano ou Abukuma). Este aumento das condições térmicas, associado à instalação de granitos, apaga, de um modo geral, os estádios prévios de recristalização verificados previamente nos regimes báricos mais elevados (Arenas & Catalán, 2003).
Esta sobreposição do plutonometamorfismo ao metamorfismo dinamotermal resulta em isógradas paralelas ao alongamento dos maciços graníticos sintectónicos (Ribeiro et al., 2000). As isógradas de metamorfismo regional não só são paralelas aos contactos ígneos, como também o são aos contactos litoestratigráficos (Ribeiro et al., 2000).
Na área em estudo, foram determinadas diferentes isógradas de metamorfismo regional para os blocos separados pela Zona de Falha Régua-Verin (FRV) (fig.2.3).
O bloco ocidental da falha, compreendendo a região entre Montalegre e Ribeira de Pena, é caracterizado por um numerosos corpos graníticas sin, tardi e pós- cinemáticos e respectivo cortejo filoniano aplito-pegmatítico e quartzoso. Neste bloco, registaram-se condições metamórficas de mais alto grau, com ocorrência de estaurolite, silimanite fibro-radiada (fibrolite), andaluzite e cordierite, poicilíticas sin, tardi a pós-cinemáticas (Noronha, 1983; Noronha & Ribeiro, 1983; Ribeiro et al., 2000, Ramos, 2003, Martins, 2009).
No bloco oriental da FRV, na região de Vila Pouca de Aguiar, a ocorrência de intrusões graníticas e pegmatíticas é bastante menos frequente ou inexistente, sendo a sua influência reduzida a alguns sectores:
- imediações do granito sin-tectónico da Gralheira, para as unidades DETM, onde se registam condições na zona da andaluzite, e
- auréolas de contacto registado na proximidade dos granitos pós-tectónicos que afectam ambos os Domínios DETM e DEC, onde se registam condições na zona da andaluzite associada a cordierite. Nas unidades DEC, de natureza menos pelíticas, a blastese de contacto é menos evidente.
2.4 Aspectos do magmatismo e metassomatismo hidrotermal nas
unidades parautoctones
As rochas graníticas aflorantes no Parautóctone são divididas em dois tipos (fig. 2.3):
- granitos de duas micas, sintectónicos relativamente à terceira fase (sin-D3)
(Ferreira et al., 1987), que ocupam o núcleo de grandes antiformas e associados a zonas de cisalhamento, apresentando um fabric orientado segundo N120º. Exemplos destes granitos são o granito de Serapicos, Gralheira, Valpaços, Lagoa, Chaves e Cabeceiras de Basto, Vila da Ponte.
- granitos biotíticos com plagiociase cálcica, com cronologia relativa a D3
bastante variada, compreendendo granitóides sintectónicos, granitóides tarditectónicos e granitóides tardi a pós-tectónicos (Ribeiro et al., 2000). Destaque para os granitos biotíticos sin-tectónicos de Borralha, Montalegre, e os granitos biotíticos pós-tectónicos
de Vila Pouca de Aguiar e do Gerês. Estes últimos, intruíram acidentes da fase frágil
tardia D4, definindo alinhamentos NNW-SSE a NNE-SSW (Ribeiro, 1998).
Os filões aplitopegmatitos são mais abundantes no bloco ocidental da FRV, enquanto no bloco oriental estão confinados às imediações dos granitos aflorantes. De modo geral, os filões aplitopegmatitos instalaram-se no interior dos granitos e em estruturas das unidades litoestratigráficas, com direcções dominantes NNW-SSE, N-S a NE-SW e E-W a WNW-ESSE. Podem ainda ser sub-horizontais e sub-concordantes
com as estruturas S2, ou então sub-verticais e discordantes com as estruturas S3
(Lima, 2000, Martins 2009).
Para além dos filões aplitopegmatitos, ocorrem inúmeros filões de quartzo com espessuras variadas associados a zonas de cisalhamento regional, geradas no decurso da Orogenia Hercínica. No bloco oriental da FRV, estes filões associados a zonas de cisalhamento são caracterizados por deposição de quartzo aurífero e apresentam direcções preferências de NE-SW e ENE-WSW (campo de Jales), WSW- ENE (Gralheira) e WNW-ESSE (Três-Minas). No bloco ocidental, não existem índices ou mineralizações auríferas.
O contacto das estruturas mineralizadas com as rochas graníticas e metassedimentares evidencia metassomatismo intenso, traduzido em faixas estreitas (0.1 - 0.5 m de largura, podendo excepcionalmente atingir 1.2 m) enriquecidas em filossilicatos (micas potássicas e clorite, em particular), sulfuretos (arsenopirite e pirite) e, por vezes, electrum. Ocasionalmente, observa-se uma rede anastomosada de filonetes tardios preenchidos por quartzo ± carbonato ou por quartzo + arsenopirite + pirite ± electrum. A maior ou menor espessura destas faixas de alteração parece estar associada à densidade de fracturação das litologias encaixantes (Neiva et al., 1990; Neiva, 1993; Neiva, 1994).
Ainda segundo estes autores, os efeitos da alteração hidrotermal nas rochas metassedimentares podem manifestar-se até cerca de 2m dos veios mineralizados principais e, normalmente, resultam da destruição acentuada da paragénese primária (em particular da biotite, andaluzite e silimanite) e subsequente deposição de quartzo, sericite e clorite. Nas litologias graníticas, estes processos metassomáticos conduzem, geralmente, a uma forte silicificação e sericitização da rocha, localmente complementada por carbonatização mais ou menos acentuada. É, ainda, bastante frequente, uma turmalinização nestas faixas de alteração, sugerindo um
desenvolvimento precoce de fenómenos metassomáticos sob condições térmicas relativamente elevadas, anteriores à deposição dos sulfuretos e ligas metálicas. Este fenómeno de alteração hidrotermal é visível em ambos os blocos separados pela FRV.
Fig. 2.3 – Mapa geológico, com indicação da zonalidade metamórfica e unidades estruturais nos dois blocos da Falha Régua-Verin (adaptado de Ribeiro et al., 1998).
Legenda:
Zonas e Domínios Estruturais: CAI – Complexo Alóctone Inferior; DPS/DEC – Domínio Parautóctone Superior/ Domínio Estrutural de Carrazedo; DPI/DETM – Domínio Parautóctone Inferior/ Domínio Estrutural de Três Minas; ZCI – Zona Centro Ibérica;
Granitos sin-tectónicos: MM – Maciço de Montalegre; MC – Maciço de Chaves; MB – Maciço de Borralha; MCB – Maciço de Cabeceiras de Basto; GS – Granito de Serapicos; GV – Granito de Valpaços; GG – Granito da Gralheira; Granitos pós-tectónicos: GVPA – Granito de Vila Pouca de Aguiar;
FRV – Falha Régua Verin. Zonas metamórficas: