5 O significado paleotectónico das populações de zircão ígneo e detrítico: implicações na história geológica da região

Alguns zircões cretácicos analisados tanto nos sienitos do Maciço de Sines como nas areias plio-pleistocénicas das arribas e nas areias holocénicas das praias são compósitos, sugerindo que foram formados durante diferentes etapas de crescimento. A Figura V.26 mostra que os grãos com idades cretácicas não são constituídos por um núcleo mais antigo pré- cretácico. Os núcleos e os crescimentos em seu redor representam eventos de formação de zircão durante o Cretácico representando diferentes períodos de cristalização de magma com poucos milhões de anos a distanciá-los (antecristais; Miller et al., 2007). Só foi encontrado um único núcleo de idade criogénica podendo corresponder a um xenocristal. Estes resultados sugerem que o Maciço de Sines teve uma história de cristalização prolongada no tempo por ca. 13 Ma no Cretácico Superior.

Nos grãos compósitos das areias plio-pleistocénicas das arribas e das areias holocénicas das praias, onde a observação da sua morfologia interna sugeria a presença de núcleos aparentemente herdados (Figura V.27), verificou-se que depois de datados:

i) o núcleo nem sempre se revelou mais antigo que o crescimento que o rodeia, sendo os valores considerados idênticos dentro do erro de leitura (Figura V.27- imagens 4, 8, 9, 14, 18 e 19);

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ii) as idades do núcleo são por vezes mais recentes que o crescimento exterior (dentro do mesmo erro de leitura), como por exemplo na imagem 25 da mesma figura; no entanto noutros casos a diferença é considerável não podendo ser explicada pelo intervalo de erro; é o caso na figura V.27 das imagens 11 e 13 com núcleos com ca. 422 Ma (concordante) e ca. 618 Ma (discordante) e crescimentos posteriores com ca. 517 Ma (concordante) e também ca. 517 Ma (concordante) respetivamente; estes resultados anómalos podem ser explicados por perda de Pb radiogénico;

iii) alguns dos núcleos representam xenocristais (Miller et al., 2007), em que um zircão bastante mais antigo resistiu a condições de elevada temperatura sem se diluir e foi parcialmente ou totalmente rodeado por novos crescimentos de zircão relacionado com um evento de cristalização posterior (Corfu et al., 2003); nestes casos o núcleo é claramente mais antigo que os crescimentos exteriores do grão; é o caso na Figura V.27, dos grãos das imagens 1, 3 e 22, mas principalmente os grãos das imagens 6, 20, 24 e 31. Nestes quatro grãos os núcleos apresentam idades paleoproterozoicas de ca. 2,0 Ga, ca. 2,1 Ga, ca. 1,9 Ga e ca. 1,7 Ga a que correspondem respetivamente crescimentos posteriores paleozoicos e neoproterozoicos com ca. 472 Ma, ca. 466 Ma, ca. 686 Ma e ca. 362 Ma.

Figura V.26 – Imagens de CL dos grãos Cretácicos em que foram realizadas duas análises de ablação laser, no núcleo e nos crescimentos, com indicação da respetiva idade (inclui resultados concordantes e discordantes no intervalo 90-110%).

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Estas idades são portanto indicadoras de diferentes eventos formadores de zircão, alguns dos quais claramente identificados. É o que se pretende demonstrar no diagrama da Figura V.28 onde estão representadas as idades U-Pb obtidas no núcleo e no crescimento de cada grão. Para conveniência de interpretação as idades encontram-se ordenadas por ordem crescente da idade obtida para o núcleo.

Grande parte dos zircões detríticos com núcleos herdados apresenta idades U-Pb no intervalo ca. 369-295 Ma, na maioria dos quais as idades do núcleo e dos crescimentos não são significativamente diferentes. Os eventos formadores de zircão a que correspondem estas idades paleozoicas deverão estar relacionados com os processos de crescimento e reciclagem da crosta que decorreram durante a Orogenia Varisca e que estão registados nas zonas de Ossa-Morena e Sul Portuguesa (ca. 360-320 Ma; de la Rosa et al., 2002; Rosa et al., 2008; Jesus et al., 2007; Pereira et al., 2007, 2009; Lima et al., 2012) e provavelmente, também com o magmatismo Permo-Carbónico bem representado na Zona Centro-Ibérica, ca. 315-280 Ma (Pereira et al., 2014). De maior interesse reveste-se um conjunto de dez grãos com núcleos herdados, com idades no intervalo ca. 720-555 Ma, que deverão estar associados aos processos de crescimento e reciclagem da crosta durante a orogenia Cadomiana, Avaloniana e Pan-Africana, correspondentes ao intervalo ca. 850-545 Ma (Fernández-Suárez et al., 2002; Linnemann et al., 2007, 2008; Nance et al., 2008; Abati et al., 2010; Pereira et al., 2012a, c). É, por exemplo, o caso dos grãos das imagens 17 e 29 da Figura V.27 e projetados na Figura V.28 que incluem núcleos herdados com novos crescimentos que poderão ser atribuídos àquele conjunto de eventos. No entanto, outros grãos de zircão detrítico mostram que os crescimentos são mais recentes (ca. 524-462, imagens 13, 21 e eventualmente o grão da imagem 22, Figuras V.27 e na V.28) que aqueles núcleos, podendo estar associados a eventos relacionados com o desenvolvimento do rifte intra-continental no Norte de Gondwana e a consequente abertura do Oceano Rheic durante o Paleozoico inferior, reconhecidos no intervalo ca. 540-470 Ma (Murphy et al., 2006; Chichorro et al., 2008; Sánchez-García et al., 2010). Em dois outros grãos com núcleos herdados cadomianos encontram-se crescimentos ainda mais recentes do Permo- Carbónico (imagens 1 e 3, Figuras V.27 e V.28). Nestes casos, os núcleos podem representar zircões detríticos reciclados nos granitoides formados na Zona Centro-Ibérica (ca. 315-280 Ma; Pereira et al., 2014) e que terão passado por um ciclo sedimentar fazendo agora parte de rochas sedimentares paleogénicas da Bacia do Baixo Tejo (Albardeiro et al., 2014).

Finalmente os grãos com núcleos herdados mais antigos apresentam idades no intervalo ca. 2,1-1,7 Ga. Os eventos formadores de zircão do Paleoproterozoico são típicos do Cratão Oeste Africano, nomeadamente correspondendo aos eventos orogénicos Eburneanos, ca. 2.27- 2.05 Ga e ca. 2,2-1,8 Ga (Dirks et al., 2003; Linnemann et al., 2007; Pereira et al., 2008, 2011, 2012a,c; Abati et al. 2010).

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Figura V.27 – Imagens de CL dos grãos em que foram realizadas duas análises de ablação laser, no núcleo e nos crescimentos, com indicação da respetiva idade, para zircões mais antigos que o Pérmico (inclui resultados concordantes e discordantes no intervalo 90-110%).

Num dos casos, o novo crescimento de zircão é de idade neoproterozoica relacionado com a atividade magmática no Norte de Gondwana (imagem 24; Figuras V.27 e V.28),

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enquanto os restantes dois grãos são ordovícicos (ca. 472-466 Ma) e provavelmente relacionados com a fragmentação da margem Norte de Gondwana e a abertura do Oceano Rheic ca. 540-470 Ma (Murphy et al., 2006; Chichorro et al., 2008; Sánchez-García et al., 2010).

Figura V.28 – Representação gráfica das idades U-Pb obtidas em grãos de zircão detrítico compósitos com núcleos e novos crescimentos, com indicação dos potenciais eventos formadores de zircão.

Em síntese, podemos constatar que existem zircões detríticos que marcam diferentes etapas de crescimento e reciclagem da crosta. Os grãos formados no Paleoproterozoico (eventos Eburneanos) estão rodeados por novos crescimentos neoproterozoicos (eventos Cadomiano, Avaloniamo e Pan-Africano) e paleozoicos (fragmentação da margem setentrional de Gondwana, abertura do Oceano Rheic e eventos Variscos).

Estas etapas de crescimento e reciclagem da crosta que estão registadas nos zircões detríticos das areias e grauvaques estudados são fundamentais para acrescentar informação àquela que é traduzida pela estratigrafia da região e que abrange um período de tempo geológico que se iniciou no Carbónico inferior (ca. 345 Ma) até à atualidade.

As populações de zircões detríticos dos grauvaques carbónicos e das areias plio- pleistocénicas e holocénicas incluem um grupo de idades paleoproterozoicas e arcaicas que estão provavelmente relacionadas com etapas de crescimento e reciclagem do Cratão Oeste Africano (Linnemann et al., 2007, 2008, entre outros). O soco antigo do sudoeste da Ibéria inclui rochas neoproterozoicas formadas durante a Orogenia Cadomiana em bacias sedimentares espacialmente associadas à formação de arcos magmáticos no que seria a margem ativa do Norte de Gondwana (Linnemann et al., 2007, 2008; Pereira et al., 2012c). No Câmbrico-

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Ordovícico desenvolveu-se um rifte intra-continental na margem do Norte de Gondwana que conduziu à abertura do Oceano Rheic (Linnemann et al., 2007, 2008; Murphy et al., 2010; Nance et al., 2010). A abertura deste oceano, por sua vez, estaria ligada com o fecho do Oceano Iapetus (Gutiérrez-Alonso et al., 2008), situado entre a Laurência, Avalónia e Báltica (Murphy et al., 2006; Nance et al., 2010). Durante o Ordovícico o Oceano Rheic terá tido a sua maior taxa de expansão com afastamento progressivo da Avalónia e terrenos circundantes, que faziam parte da margem ativa do Norte de Gondwana (terrenos peri-gondwanicos), em direção à Laurússia com consequente fecho do referido Oceano Iapetus (Nance et al., 2010). A expansão máxima do Oceano Rheic terá sido atingida no início do Devónico, a partir do qual se terá iniciado o processo de fecho desta bacia oceânica, testemunhado pela presença de terrenos ofiolíticos instalados na margem Norte de Gondwana (NW da Ibéria; Martínez Catalán et al., 2007; Nance et al., 2010).

No Carbónico inferior (ca. 340 Ma, Pereira et al., 2012b) a Laurússia e Gondwana já estariam juntas, sendo esta colisão continental responsável pela formação da cadeia orogénica varisca no interior da Pangeia (Nance et al., 2010). No SW da Ibéria o limite entre a Zona de Ossa-Morena e a Zona Sul Portuguesa, que é assinalado pela presença do Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches, tem sido considerado como sendo o testemunho da sutura do Oceano Rheic (Quesada et al., 1994). Na Zona de Ossa-Morena a estratigrafia do Neoproterozoico ao Devónico Inferior é típica da margem Norte de Gondwana (Sánchez-García et al., 2010; Linnemann et al., 2008), representando os turbiditos carbónicos (Tournaisiano-Viseano) bacias sedimentares relacionadas com a colisão entre Gondwana e Laurússia (Pereira et al., 2012b,d). Na Zona Sul Portuguesa, o Grupo do Pulo do Lobo ter-se-á depositado anteriormente ao Carbónico superior contemporâneo, em parte, com o vulcanismo e deposição de rochas sedimentares da Faixa Piritosa (o Complexo Vulcano-Sedimentar e o Grupo Filito-Quartzítico) que ocorreu entre o Devónico Superior e o Viseano e com a deposição do Grupo do Flysch do Baixo Alentejo que se deu a partir do Viseano até ao Moscoviano (Oliveira, 1990, 2013a,b). Na Zona de Ossa-Morena não há registos do Devónico Superior estando o Devónico Médio representado por olistólitos nas bacias sedimentares do Carbónico inferior (Pereira et al., 2012b). A sedimentação turbidítica no Carbónico inferior terá ocorrido em ambos os lados da sutura e foi constituída por detritos provenientes de fontes comuns (Pereira et al., 2012b).

A sedimentação turbidítica das formações do Grupo do Flysch ter-se-á iniciado numa fase em que o Oceano Rheic já estaria fechado e os terrenos ofiolíticos expostos à erosão. A Formação de Mértola do Viseano superior (Pereira, Z. et al., 2007; Oliveira et al., 2013a), a Formação de Mira do topo do Viseano-Namuriano inferior ao Namuriano superior (Oliveira et al., 1984) e a Formação da Brejeira, entre o Bashkiriano inferior e o Moscoviano superior

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(Pereira, Z. et al., 2007; Oliveira et al., 2013a), ter-se-ão depositado num intervalo de tempo de cerca de 25 Ma (Figura V.29). A Formação de Mértola (Pereira et al., 2012b) e a base da Formação de Mira (Vilallonga, 2013) incluem rochas sedimentares derivadas de rochas intermédias a máficas (Pereira et al., 2013a) ou félsicas a máficas (Fernandes et al., 2010), que poderiam ter derivado da erosão dos terrenos ofiolíticos devónicos relacionados com a formação de arcos magmáticos intra-oceânicos e de rochas magmáticas associadas à extensão intra- orogénica varisca (Pereira et al., 2009; 2012b). Mais tarde, a deposição dos turbiditos da Formação da Brejeira indica uma variação importante nas fontes. Os grauvaques da Formação da Brejeira são constituídos por detritos provenientes de fontes félsicas (Fernandes et al., 2010, Oliveira et al., 2013a, Pereira et al., 2013a) e com um maior índice de reciclagem sedimentar (Jorge et al., 2013).

Figura V.29 – Bloco diagrama esquemático das fontes sedimentares que contribuíram para a formação dos turbiditos do Grupo do Flysch do Baixo Alentejo.

Da Formação de Mértola para a base da Formação de Mira e desta para a zona central da mesma formação ocorre uma diminuição da abundância de zircões detríticos paleozoicos (fundamentalmente devónicos-carbónicos) que estariam associados à reciclagem dos terrenos ofiolíticos devónicos e de rochas magmáticas do Carbónico inferior e, um aumento de zircões detríticos neoproterozoicos derivados do soco Neoproterozoico-Devónico Inferior da Zona de Ossa-Morena ou das rochas devónicas da Zona Sul Portuguesa (Grupo Filito-Quartzítico), ambas com assinatura peri-gondwanica. Esta variação de fontes observada no registo sedimentar do Carbónico (Grupo do Flysch do Baixo Alentejo) pode significar uma diminuição da influência de fontes variscas e um aumento de fontes cadomianas, avalonianas e pan-africanas. A população de zircão detrítico do Carbónico superior representado pela Formação da Brejeira mostra uma mistura de fontes típicas do Norte de Gondwana com fontes que não são conhecidas na Zona de Ossa-Morena e que estão possivelmente relacionadas com a Laurússia (incluindo a

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Laurência e os terrenos peri-gondwanicos Gandéria, Avalónia e Meguma com afinidades com o Cratão Oeste Africano; Nance et al., 2008).

No início do Mesozoico, terá ocorrido a fragmentação da Pangeia dando origem à abertura de Tétis a sudeste e do Atlântico Norte a oeste, reativando estruturas variscas (Ribeiro, 2013b). As bacias mesozoicas Lusitaniana, do Alentejo e do Algarve apresentam um registo estratigráfico que se estende desde o Triásico Superior (Grés de Silves) até ao Cretácico Superior (Inverno et al., 1993; Kullberg, 2000; Kullberg et al., 2013). Desde o Jurássico Inferior ao Cretácico Superior ocorreram vários eventos magmáticos (ca. 180-200 Ma, ca. 141-147 Ma ou ca. 130-135 Ma e ca. 72-94 (100) Ma (Martins, 1991 citado em Kullberg et al., 2006 e em Ribeiro, 2013b; Miranda et al., 2009; Martins et al., 2010), o mais recente dos quais, de natureza alcalina, está associado ao alinhamento dos Maciços de Sintra, Sines e Monchique.

Figura V.30 – Bloco diagrama esquemático da Bacia Mesozoica do Alentejo aquando da instalação do Maciço de Sines.

O pico de idade para a cristalização dos sienitos do Maciço de Sines (Figura V.30) é ca. 82 Ma com idades de cristalização no intervalo ca. 87-74 Ma. Estes resultados radiométricos indicam que a instalação do Maciço de Sines é contemporânea da instalação do Maciço de Sintra.

No SW da Ibéria formaram-se várias bacias de sedimentação durante o Cenozoico. Nas bacias do Baixo-Tejo e de Alvalade, a sedimentação foi praticamente contínua com episódios transgressivos marinhos no Miocénico (Baixo-Tejo e Alvalade) e no Pliocénico (Baixo-Tejo) (Pais et al., 2012). A Bacia de Alvalade teve uma evolução inicial conjunta com a Bacia do Baixo Tejo no Paleogénico, com a deposição de materiais provenientes da zonas Centro-Ibérica

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e de Ossa-Morena até ao Messiniano (Azevedo e Pimentel, 1995; Pimentel, 1997; Cunha et al. 2009; Pais et al., 2012). Na transição Miocénico-Pliocénico a tectónica Alpina ergueu relevos que serviram de barreira física ao transporte de detritos vindos da Zona Centro-Ibérica, separando o tipo de preenchimento da Bacia do Baixo Tejo do da Bacia de Alvalade (Antunes e Mein, 1989; Antunes e Pais, 1993). Na Bacia de Alvalade depois da sedimentação marinha durante o Miocénico terminal ocorreu a deposição de origem continental (fluvial e aluvionar) do Plio-Pleistocénico.

Figura V.31 – Bloco diagrama que mostra a localização das potenciais áreas fontes das areias plio- pleistocénicas da Bacia de Alvalade.

As possíveis áreas fonte que contribuíram para o preenchimento Plio-Pleistocénico da Bacia de Avalade (Figura V.31) terão sido (Albardeiro et al., 2014):

i) uma área fonte localizada a norte que debitou detritos reciclados de rochas sedimentares paleogénicas da Bacia de Alvalade (que tiveram uma evolução semelhante às rochas sedimentares da mesma idade da Bacia do Baixo Tejo); corresponderia a um relevo erguido por efeito do movimento do sistema de falhas Torrão-Vidigueira-Moura (W-E); estas rochas sedimentares paleogénicas incluem detritos reciclados de fontes pertencentes às zonas de Ossa-Morena e Centro-Ibérica;

ii) uma área fonte localizada a este e sudeste que seria caracterizada por relevos formados por efeito da tectónica Alpina ou herdados da estrutura varisca representando relevos de dureza; as fontes seriam rochas sedimentares e magmáticas paleozoicas incluídas nas zonas de Ossa-Morena e Sul Portuguesa;

iii) uma área fonte localizada a sul e sudoeste com relevos rejuvenescidos por influência da tectónica Alpina, relacionados com um plutão e/ou com estruturas variscas que representariam relevos de dureza; as fontes seriam rochas sedimentares e magmáticas

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paleozoicas pertencentes à Zona Sul Portuguesa e rochas magmáticas do Cretácico do Maciço de Sines.

Mais tarde, já no Quaternário a modelação dos relevos continentais e particularmente a ação erosiva na zona litoral sudoeste, associada à extensa plataforma continental permitiu a formação de litorais distintos. A norte do Cabo de Sines e até à desembocadura do Rio Sado formou-se um extenso litoral de praias arenosas bordejadas por arribas constituídas por areias e cascalheiras plio-pleistocénicas e por dunas holocénicas. A sul do Cabo de Sines formou-se um litoral rochoso talhado no soco Paleozoico, com praias de areia e cascalheira. Estas praias encastradas e dinamicamente isoladas (Gama, 2005) apresentam arribas constituídas por turbiditos do Carbónico que são cobertos por areias e cascalheiras plio-pleistocénicas e por dunas holocénicas.

Figura V.32 – Bloco diagrama que mostra as principais áreas fonte que alimentaram as areias holocénicas de praia.

As areias holocénicas das praias (Figura V.32) a norte do Cabo de Sines são principalmente alimentadas pelas areias plio-pleistocénicas que constituem as arribas adjacentes, com reduzida influência do Maciço de Sines. A sul do Cabo de Sines, a areia holocénica da Praia de S. Torpes provém de uma mistura de fontes. Por um lado, podem ter como fontes principais a areia plio-pleistocénica da arriba contígua à praia e por outro as rochas magmáticas cretácicas do Maciço de Sines. Além dos sienitos estudados neste trabalho e por outros autores (Miranda et al., 2009; Grange et al., 2010) deverão existir mais fontes cretácicas (não amostradas) associadas ao Maciço de Sines. A dinâmica litoral atual das praias onde se colheram as amostras de areia holocénica justifica as diferenças observadas nas populações de zircões detríticos cretácicos. Os zircões detríticos cretácicos são pouco representados nas praias

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imediatamente a norte do Cabo de Sines (praias da Aberta Nova e Areias Brancas) onde o sistema de circulação sedimentar é quase fechado em equilíbrio dinâmico, e com deriva litoral de norte para sul com ondulação dominante vinda de NW (Gama, 2005). Na praia a sul do Cabo de Sines (Praia de S. Torpes) a influência das fontes do Maciço de Sines que fornecem zircões cretácicos é muito significativa e compatível com uma circulação de sedimentos associada a uma célula fechada em equilíbrio dinâmico (e.g., Pombo et al., 2004). A grande diferença entre as populações de zircão detrítico da areia holocénica de praia a norte e a sul do Cabo de Sines, corrobora a interpretação de que o Maciço de Sines, que se prolonga offshore, constitui uma importante barreira física ao transporte sedimentar para sul através das correntes marinhas (Balsinha et al. 2004; Luz et al., 2004; Pombo et al., 2004; Gama, 2005; Miranda, P. 2007; Miranda, P. et al., 2007).

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