A sedimentação e a gliptogénese no registo cenozóico

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..:._-A sedimentação e a gliptogénese no registo cenozóico

continental do Minho (NW Portugal)

M.

I.

Caeta no Alves

&

D. Iosua Pereira

Centro de:Ciênciasdo Ambien te/CT; Departamento de Ciências da Terra, Univ. Minho. 4710-057 Braga, Portugal. E-mail: [email protected] E-mail: [email protected] t

RESUMO

Pal avr a s-chave: Plio cénico ; Qua ternário; NW Portu gal (Minho); dre nage m exorreica; fluv ial.

Este tra balho pretende identificar e su mariamente descrever os pri ncipais episódios de sed imentação e gltptog énese cenozõica da região do Minho. Os vestígios ma is anti gos de sed imentação cenozóica es tão relacionados co m red es de drenagemexonetcase ocorrem na depen dência desses vales. Admite-se que este ench imento tenha deco rrid o no Placenciano e que tenha sido ravinado pelo primeiro episód io de glip logénesc: quaternária {ante Plistocénico médio). Identificaram-se mais três ciclos de gliptogé nese/ sedi mentaçãoquaternáriosresponsáveis pelo encaixe acentuado dos rios minhotos. A erosão regressi va desencadeada, originou a captura do rio Homem para a bacia do Cávado e, também por captura, o desvio da foz do rio Neiva para a posição actual. Estas capturas pennitiram a conservação dos depósitos de Alvarães.Acomposiçãosedimentar da cclmàtação do último cicloédistinta da dos anteriores; inclui algumas partlcu las de rochas e minerais alteráveis e/ou com menor grau de alteração, maior teor de ilite e de interestrariftcados. Este último escavamentc dos vales minhotos ocorreu durante o úllimo perlodo glaciário. Existiram ainda outros episódios de menor amplitude, que modelaram patamares embutidos nos ciclos maiores, origina dos p rincipalmente por oscilações climáticas ; os indícios de movimentações tectónicas, foram observados somente no vale do rio Minho.

ABSTRACT

Key words: Piiocene; Quatemary; NW Portugal (Minho); excrheic nerwork; fluvial.

This study identifíes and describes lhe major Cenczoíc glyptogenesis and sedimentatio n episcdes in lhe Minho regic n (NW Portugal). The fluvial processes ofexorheic network were mainly lhe builders ofCenozoie landscape. Th is paperpresents a chro no-logica l sequence ofthe major fluvial events based on geomorpho logy and sedimentarycharacteristies obtained in fonne r studies and new ones. The oldest Cenczoíc sedimentation (p lacencian) remains 011 local depress ions. and wasgencrated by fluvial and fluvío-lacustrinc: processes. Quatcmary glyptogenesis begins probablywitha major European coo ling (Gunz'?). Se , lhe Placencian infilling was eroded and a new episode of sedimcntation was accumu lated in the: sarne: early paleovalley. There were three more cyclc:s of queremery glyptogc:nesis and sedimentatio n.The last glyptogenesis episode records the last glacia l pc:riod. The:post-glacial alluvion conta ins clests of granites , schlsts, feldspars, and other alterablc: lithologies and minerais; on clay d imensio ns there are abundan t illite and interstratified minerals. Th is compos ition differs from lhe older ones, more sihciclastíc and kaclinitic. Other minor erosic n episodes were identified, contrclled mamly by eustasy; evidences oftectonic movements were cbserved only in rio Minho valley.

INTRODUÇÃO

O s episód ios de sedimentação cenoz óica que se observam na re giã o Minho, fora m gerados na de pendência de sistemas fl uvia is exorreícos q ue drenavam esta região. A maioria destes afl oramentos situam-se nas bac ias de drenagem dos pri ncipais rios mi nhotos. São teste munhos

1°Congressosobre o Cenozóico de Portugal

realizados sobre estes depósitos, reconhecer e interpretar o s epi só dios de sed imentação e gliptogénese com representação regional.

DEPÓSITOS DA BACI A DO RIO MINHO

Naparteportuguesadorio Minhoosdepósitos situam-se a partir de Melgaço (Fig . 2) e ocorrem com maior espessura e continuidade lateral nas regiões de Monção e de Valença-S. PedrodaTorre (pereira, 1989, 199I ;Alves

& Pereira, 1999).

A co mposição sedime nt a r dos de pósitos é predominantemente conglomerática, com calhaus muito rolados de quartzíto e algwn quartzo (Fig. 3);os calhaus de quartzito apresentam uma alteração imposta após a deposição e que é progressivamente menornosentido dos depósitosmaisrecentes (pereira, 1989, 1991; Pereira&

Alves, 1993). Os fe1dspatossão muito raros nos depósitos mais antigos (Fig. 3), onde se encontram argilificados, e um pouco mais frequentes (até 10-A ) e menos alterados nos mais recent es. A matriz é predom in ant emen te caulinítica nos enchimentos mais antigos e ilítica nos mais

Fig. I - Loca lização daáreaestudada.

Rio Minho

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Fig. 2 • Depósitos de terraço fluviais da bacia do rio Minho. Nos perfis representa-se a sucessão dos ciclos de gliptogénese e sedim entaçãu , O perfil A corresponde aos depósitos entre Monção e Melgaço e o perfil B aos depósitos entre S. Pedro da Torre e

recentes (Pereira, 1989, 199 1). Os níveis argilosos escuros fossilifcro s ta mbém são ca uliní tic os, rea lçando-se a ausência de minerais expansivos.

Em S . Pedro da Torre (Va lença) os de pósi tos preenchem um paleorelcv o modelado a colas superiores a 50 metros . Junto ao soc o, observam -se litofácie s conglomeráticas, de enchimento de canais e barras, aos quais se seguem depósitos lutíticos, por vezes espessos e ocasionalmente fossilíferos (Fig. 4). Sobre estes lutitcs ocorrem até ao topo vá rios níveis de conglomerados semelhantes aos da base. Nesta região foi observada uma falha inversa no contac to entre os depósitos e o soco, com direcção aproximada N-S e inclinando 600W_(Carvalho,

198 1; Pereira, 1989, 1991 ; Cabral, 1995). Neste paleovale incluem-se os vestígios de depósitos que se observam para montante a cotas crescentes , frequentemente sobre o substrato alterado (Fig. 2). Na margem esquerda, em Por-tugal, os vestígios mais elevados são os conglomerados de Prado (Melgaço), que ocorrem sobre granito alterado entre +95m e + 100m, e os de Salvaticrra, na marge m direita. aflorando a + 120m (Lautensach, 1945; Teixeira. 1952; Zbyscw ski, 1958; Teixeira & Gonçalves. 1980). Admite-se agora que a sedimentação neste episódio possa ter ultrapassado quarenta metros de espessura.

Nos lutitos da

Formação

de Barrocas (S. Pedro da Torre) foram recolhidos fósseis vegetais entre os quais se destacam a espécieTaxodi umhantkey Grcgor e o género

Engelhardtia(Pais, 1989; Paiset aI.,em publicação). Estes

eleme ntos termófilos são indicadore s de condições subtropicais, que dificilmente poderiam ter sobrevivido a um gra nde ar refec imen to. sendo desconhecida a sua presença nas associações floris ticas da Europa após o Plistocénico inferior (Pais,

informação

oral). No conte údo flortstico da jazida de Corgos identificado por Andrade (1945), foram descritos: pólens dePínus(com dimensões

e morfologia de syívestris}, Querc us. Castan ea, Saiu,

Betula, Polen vesti bu lum , Gramincee, Schiza ceae,

Polipodiaceae e Cyatheaceae . As caracterís ticas mais temperadas desta flora. estão de acordo com a hipótese de ter ocorr ido um episódio de encaixe que não tenha atingido o soco. ou seja, de um primeiro embutimento quaternário na

colmatacão

anterior (Alves& Pereira, 1999).

Posteriormente, um novo ciclo de encaixe fluvial escavou o soco, aprofundando o talvegue até uma cota aproximada de 30 metro s. A acu mulação sedimentar seguinte atingiu cerca de vinte metros de espessura, onde mais tarde foram modelados dois patamares eros ivos.

Sucede-se um novo rebaixamento do talveg ue para altitude inferior a 15 metros. No enchimento posterior estão definidos dois patamares. A composição desta sedimentação difere das anteriores pelo maior teor de ilite, intc restratificados ilite-vermiculitc e de feldspatos (em média 8%) e menor alteração destes e dos clastos de quartzito (Perei ra, 1989. 1991). Na margem direita estão bem desc rit os os " te rr aç os baixos" co mo sendo constituídos por raros quartzitos alterados e gresosos, fcldspatos bastante frescos , predomínio de ilite, clorite e interestratiflcados, contrastan do com a com posição observada nos "terraços médios" e "altos" (Ncnn, 1967).

Ciências da Terra (UNL).14

Por último, ocorreu o escavamemo do vale holocénico, com vinte e seis metros de profundidade na ponte de Valença-Tui (Lautensach, 1945). preenchido por areias fcldsp áticas e lutitos predominantemente ilíticos (Pereira, 1989).

Na margem espanhola, cm frente a S. Pedro da Torre, a distribuição do s terraços é semel hante. No perfil esquemático dos terraços da zona de Curras (SW de Tui). apresentado por Hurtado et al.( 1985), reconhece-se o

mesmo número de ep isód ios de cncaixe/colmatacão, difer indo ligeiramente nas cotas dos ravinamentos.

DEPÓSITOS DA BACIA DO RIO LIM A

Os terraços do rio Lima situam-se para oeste de Refoios do Lima. Comparativamente aos da bacia do rio Minho têm menor ex tensão e espess ura e as lit ofá cies conglomeráticas são mais finas (predominam seixos de 16 a 32mm). As litofácies dom inantes varia m de conglomerados com matr iz areno-lutítiea a ar enitos lutiticos, sendo raras as camadas lutiticas (Alves, 1995a, 1995b,1996).

Neste sector da bacia os depósitos mais elevados são observados próximo de Refoios do Lima. assentes sobre granito a cerca 70m de altitude (Fig. 5). Na região de Ponte de Lima, os depósitos ocorrem a cerca de +50m sobre metassedimentos silúricos. Nas propostas anteriormente apresentadas por Alves ( 1995a, 1995b, 1996) estes foram considerados como dois níveis de terraço. mas a escassez de afloramentos não permite assegurar a presença dc um ou do is níveis. Écla ra a sua ligação com terraços de afluentes da margem direita do rio Lima, situados em Faldej ãcs(a norte de Ponte de Lima), Lanheses, Meixedo, Vila Mou e Torre. Nestes depósito s são frequentes os endurecimen tos gocthíticos, quer no interior do depósito que r no con tacto co m os micaxistos caulinizados (Alves, 1989).

O nível de terraço do rio Lima melhor conservado situa-se entre Corrcl hã (Ponte de Lima) e Darque (Viana do Ca stelo) . Este te rraço corresponde ao pa1eovale escavado entre +50m e +20m de altitude (Fig. 5). Existem outros vestígios deste episódio, relacionados com afluentes da margem direita (Estorãos, Torre e Meadela ) e da margem esquerda (Correlhã , do rio Trove la , e de Deocriste). A composição sedimentar deste enchimento é semelhanteàdo anterior, com clastos síticíosos e matriz dominantemente cauliní tica. Esta semelhança resulta quer da exumação do soco alterado. sob condições propíciasà meteoriação química, quer da herança de partículas dos depósi tos mais antigos . A alteraçã o pós deposicional

é

responsável pela diminuição de cristalinidade da caulinite, aparecimento de gibsite, vermiculitc e interestratificados irr egul ares do t ipo (1 0- 14 v) (A lves, 199 1, 1995a, 1995b, 1996).

1°_{Cong resso sobre o Cenozóico de Portugal}

Fig. 3 • Pormenor das litofãcies conglomeráticas típicas do enchímento mais antigo do paleovale do rio Minho em S. Pedro da Torre (Valença).

Ciências da Terra(UNL), 14

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Fig. 5 - Depósitos de terraço fluviais e marinho (tramaa ponteado grosso)da bacia do rio Lima. Esboço cartográfico e perfil longitudinal representando a sucessãodos clclos de gliptogénese e sedimentação (baseado emAlves, 1995a). A espessura dos

depósitos não está representadaàescala. .

freq ue ntes clastos de g ranitos, metassedimentos e fe ldspatos ; na mat riz o corre caulini te de b aixa cristalinidade, vermiculite, interestratificados ( 10-14v) e grande quantid ad e de g ibsite. Os ve stíg ios d est e enchimento observam-se em Sa nta Comba (Ponte de Lima) e nos terraços de afluentes localizados em

Arcoze1o-Faldejães(do rio Labruja), Pontão e Lamas (Lanheses) (Alves, 199 1, 1995a, 1995b, 1996).

O ac tual rio Lima segue um trajec to sobre aluviões de composição muito variada, que ocup am o último vale escavado, com a profundidade de trin ta e quatro metro s na foz (Viana d o Caste lo ). As are ias sã o q ua rtzo -feldspáticas e os cascalhos são de granito, quartzo, feld spato e, menos frequentemente, xisto, quartzito e gnaisse (Alves, 1996). Nos níveis de inundação, alguns históricos. predominam ili te, in terestratificados ili te-vermiculite e vermicul ite sobre a gibsite e a caulinite (Alves&Alves, 1993).

DEPÓSITOS DE ALVARÃES

Os depósitos de Alvarães situam-se a sul do rio Lima e têm aetua lmenteuma altitude máxima de +76m(v.g. de Sião). Alguns vestígios ge omorfológicos indicam q u e este e nchimento p od e te r at ing ido n a lg uns locais

+

100m .

A Formação de Alvarães apresenta cerca de quarenta metros de espessura, visíveis em Chasquei ra (Alvarães), eéconstitu ída por dois membro s: o inferior, Memb ro de Chasque ira, dominantem ente lut itico, fo rmado num d o mí nio flüv io-Iac ustr e , e o Me m bro de Teodoro , ravinando o ante rio r, res ult ante dum sis tema flu vial

organizado, do tipo entrançado arenoso e cíclico (Alves, 1991, 1995a, 1995b, 1996, 1997, 1999). A composição sedime ntar é carac terizada pelo predomínio de partículas sllícíosas, mai ori ta ria mente de quartzo, com matri z argilosa caulinítica, de elevado grau de cris talinidade. As

litofâciessão mais finas que as dos depósitos de terraço do rio Lima; as camadas lutíticassão mais frequentes e espessas e os con glomerados mais finos.

Em lutito s do me mbro inferior fora m co lhi dos fósseis de:

• lignito de Junlperaxyíon pachydermaatribuída ao Pliocénico (Teixeira et al., 1969; Teixe ira, 1979; Teixeira& Gonç alves, 1980);

- sementes de Ceratophyllum, Eurya, Sparganiume

Mneme(7), provavelmente do Plioc énico superior a Plistocénico inferior (Gr egorínAlves, 1995a).

A co mposição predominan te mente silici osa e caulinitica, a ca ulinização pre sente no subs trato e o conteúdo florístico encontrado no Membro de Chasqueira, suportam a atribuição da Form ação de Alvarãesàunidade alostratigráfica SLD I3 definida po r Cunha (1992) e a idade p la cenc ia na p ropo st a p ara es ta fo rm aç ã o (Alves, 1999).

[OCongresso sobre o Cc nozóico de Portugal

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Fig. 6 - Resumo das litofácies típicas dos membros da Formação de Alva rãcs c orientação das paleocorrcntes (baseado em Alves, I995a, 1999).

e o desgaste dos clastos de quartzo justificam a propos ta apresentada por Alves (1995a, 1995b, 1996, 1997) defen-dendo a génese destes depósi tos na dependênciadumrio com área de bacia e comprimento maiores que o actual rio Neiva, possive lmenteumpaleo Homem-Neivacom trajecto por Alvarã es.

O encaixe resultante da gliptogénese qua ternária provocou a captura do rio Homem para a bacia do Cávado e, também por captura, o desvi o da foz do rio Neiva para a posição actua l, a sul dos depósitos de Alvarães.

DEPÓSITOS DA BACIA DO RIO CÁVADO

Dep ósitos de Pr ado (Vila Ver de)

Os depósitos de Prado situam-se na margem direita do rio Cávado, na região de Prado, conce lho de Vila Verde (Fig. 7). Distinguem-se duas unidades (Fig. 8). A unidade inferior é constituída por uma sucessão de leitos areno -lutíticos com teor variável de argila, sendo este material alvo de exploração para a indústria cerâmica. Nas areias ocorrem alguns felds patos e na fracção argilosa, além da ca uli nite domina nte, está pre sente a e sm ectite . O enchi mento sed imentar ating ia vinte e sete metros de esp essura na zona mais central, ade lgaçando para a bo rda d ura no sentido E-W. Nesta unid ade for am encontrados macrorrcstos vegetais de lignito, Osmunda

cf

parschlugiana (UNG .), Lygodium gaudini H EER,

Pop ulus ,pólens deP ínus, Populus,polipo diáceas(Ribeiro et at.,1943; Teixeira, 1944; Teixeira&Pais, 1976; Teixeira

&Gonçalves,1980)e deEngelhardtia(Braga, 1988). Este conteúdo florístico é climaticamente equivalente aos de Barrocas e de Alvarães (Ri beiro et ai., 1943; Teixeira, 1944, 1979; Teixeira & Gonçalves, 1980 ; Gregor citado

em Alves, 1995a), tendo sido atrib uído ao Plicc énico superi or (Teixeira, 1944, 1979; Teixeira& Go nçalves, 1980; Braga, 1988).Aslitofâcies desta unidade inferior de Prado sugerem que este local tenha inicialmente perma-necido sob condições mais marginais relativamente ao eixo de drenag em, send o frequentemente invadido por canais secundários. A cor cinzento escuro a esverdeado, e"os fragmentos de madeira lignitizada que contém misturados pesados nódulos de pirite"recolhidos nesta unidade, como desc revera m Ribeiro et ai. (1943) e Teixeira (1944 ), indiciam a manutenção de drenagem deficiente deste local. A unidade superior de Prado ravina a unidade inferior e tem

características

mais grosseiras (Fig. 8). Apresenta estrut uras canalizadas franca mente fl uvia is, com. preenchimento arenoso terminando geralmente em lutitos. Ocorrem seixos de quartzo rolados, feldspatos argilificados e é predominantemente caulinitica. Este enchimento, com ce rca de oito me tros de espess ura, culmina à co ta aproximada de +30m.

Depós itos de terraço

Na margem dire ita do rio Cávado, entre Prado e Ucha , afloram vários depósitos de terraço entre as cotas +50m e + 100m (Fig. 7). Resultam quer de trajectos anterio res do rio Cávado (depósitos de Cruto) que r de afluentes da margem direita (depósitos de Quebrosas-Bspinheira e de Cervães-Ucha).

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Fig. 7 - Depósitos de terraçofluviaisda baciado rio Cávado. Os ciclosde gliptogénese e sedimentação estãorepresentados em perfis transversais, nasjanelas relativasatrêslocaistipo, bem como no perfillongitudinal ao longo da margem direita do rio Cávado entre

Amares e Barcelos. Aespessura dos depósitos não está representadaàescala.

& Pereira, 1999). A este episódio de sedimentação, que pode ter ultrapassado quarenta metros de espess ura, pertencem as manchas de depósitos cartografados desde Vila Verde até Barcelos. A montante, a sul de Vila Verde na região de Lago, Barreiros e Adaúfe, encontram-se sed imentos fos-silizando o paleovale até +97m de cota (Teixeiraet aI., 1973).

Perp end icular me nte ao eixo re prese ntado pelos depósitos de Cruto, ocorrem, cm Quebrosas-Espinheira (Fig. 9) e em Cervães-Ucha, depósitos gerados por dois importantes afluentes contemporâneos do episódio de enc himento de Cruto (Fig. 7). Caracter iza m-se pel a sob repos ição de sequênc ias básicas positivas, constituídas porlitofáciesconglome ráticas clasto-suportadas, com ou sem estratificação, e termina ndo em lutitos cauliniticos laminados, ravinad os pel as sequências seg uintes . Os conglomerados são polimiticos, constituídos por calhaus subangulos os de quartzo (até 30cm), gra nito e xísto alterad os (Alves& Pereira, 1999). As areias ferruginosas situadas a este do monte Faro, na parte terminal da bacia, relacionam-se com out ro afluente do Cávado ainda neste episódio (Fig. 7). Nesta altura o trajecto do rio Cávado

incluía os depósitos de Gemezes, sendo a foz deslocada para norte da actual, junto ao Mon te de Faro.

Observaram -se mais dois ci clos de encaixe que atingiram o soco. Admite-se a inclusão, no primeiro destes ciclos, da unidade superior de Prado, cuja composição sedimentar ainda reflec te condições climáticas favoráveis à me te orização química . Ao último, corres ponde o escavamcnto do vale na posição actual, preenchido por aluviões de composição semelhante aos do rio Lima. A este último episódio de enchimento pertenciam as areias fc1dspáticas exploradas na Penida (Areias de Vilar). Nestes sedim entos Carvalho (1982,1 983,1 993) observou gelis-truturas e colheu carvões rolados cujas datações por radio-carbono forneceram idades de 1010±80 e 1140±45 BP.

, -Congresso sobre o Cenozóico de Portugal

Fig. 8 - Depósitos de Prado (Vila Verde) na bacia do rio Cávado . Lutitos da unidade inferior ravinados pela unidade supe rior, constituída por litofácies arenosas preenchendo estrutu ras fluviais canalizadas. Escala: régua de 2 metros.

Interpret ação

Os sedimentos fluviais cenozóicos mais antigos da região M in ho ficara m conservados e m pequen a s depressões dos vales e foram gerados já na dependência de sistemas fluviais exorreicos.

As cara cterísticas sedimentares dos depósitos e as pa íeoalterações do substrato ind icam que o episódio mais an tigo decorreu num período em que as condições climáticas, anteriores e contemporâneas, favorecera m os processos de meteo rizaç ão quí mica. Os conteúdos paleontológicos encontrados na Formação de Barrocas, FormaçãodeAlvarães e na unidade inferior de Prado foram int erpreta dos como climaticamente eq ui valentes e ind icadores de clima que nte e húmido. Recentemente, Alves ( I999) propôs a idade Placenciano para a Formação de Alvarães e atribuiu-aàunidade alostratigráfica SLD 13 (C un ha , 19 92 ). A da tação des t e s se di mentos é probl emática, dada a raridade de fósseis, também escassos nas restan tes bacias do NW peninsular (Martin-Serrano

et ai., 1996). Os fósseis encontrados na Formação de

Barr ocas, Formaçãode Alvarãese depósitos de Prado foram atri buídos ao Pliocénico superior a Plistocénico inferior (Ri beiroet al.;1943; Teixeira, 1944, 1979;Teixeira

et al.,196 9;Teixeira&Pais, 1976;Teixeira&Gonçalves,

1980; Braga, 1988; Pais, 1989; Gregor tnAlves, 1995a;

Paiset ai.,em publicação; Pais, informação ora l). Em face

do intervalo temporal refe rido, admite-se que possa existir algum escalonamento entre estas formações.

Os fósseis da Formação de Barrocas foram situa dos

"na base do Quaternário. senão nofi nal doPliocéníco"e

possuem características bastante diferentes dos conj untos f1orísticos conhecidos para o Quaternár io português (Pa is, 19 89). Por outro lado, numa das primeiras referências aos fósseis co lhidos em Prado, Teixeira (194 4) descreve que

"os caracteres do lignito das argilas dosCarvalhínhos,

pela sua incarbonização acentuada, indicam antiguidade

e diferem em absoluto dos l ígni tos das formações

ansropoz õtcascomo os dos terraços do Minho".Estas

in fo rmações, e nq ua d radas no conhecimento geomorfoJógico, sugerem que podem estar conservados diferen tes registos de todo um extenso episódio antigo que preencheu os paleovales. O paleovale inicial pode conter, além deste enchimento, outro embutido, de características sedimentares semelhantes ao anterior. A colmataçãc total é assim espessa, tendo ultrapassado quarenta metros nos vales dos rios Minho, Cávado e poss ivelmen te Lima, e em Alvarães. Este embutimento deve ter sido provocado pe lo arrefecimento q ue atingiu a Eur opa antes do P listocénico médio, e materializa o primeiro episódio de gliptogénese quaternária (Alves& Pereira, 1999).

O cicl o de gli ptogénese/sedimentogénese segui nte ainda decorre sob condições favoráveisàmeteorização química e está identificad o nas bacias dos rios Minho, Lima e Cávado.

A sedimentação no ter ce ir o c iclo q ua ternário caracteriza- se pela presença de alguns clastos de rochas e

Ciênciasda Terra (UNL) , 14

minerais quimica mente alteráveis elou com menor grau de alteração. Este ciclo é reconhecido em depósitos do rio Minho e do rio Lima.

No último ciclo , o encaixe dos vales minhotos foi provocado pelo arrefeci mento climático do último período glaciário. Os aluviões que preenchem estes vales indicam a manutenção de condições climáticas menos propíciasà meteorização química.

Na Galiz a, a escassez de dados pa leo nto lógicos, frequentemente confusos, tem imposto correlações força das, d esaj ust and o-se d e ou tras informações (mineralogia, petrologia, geomorfologi a e tectónica) (Martin-Serranoet aI. ,1996).Aí podem estar conservados sedimentos ma is antigos que os do Minho, pois para além do Quaternário têm sido referidas idades do Eocénico ao

Plioc énico (Martí n-Serrano, 19 82; Sa ntanach, 1994; Martin-Serranoet aI.,1996).

CO NCLUSÕ ES

Na região Minho foram iden tific ados importan tes episódios de gliptogénese fluvial, dos quais resultaram quatro novos paleovales traça dos no substrato.

A sedimentação mais antiga é fluvial ou flúvic-lacustre, já re lacionada com a rede d e drenagem exorreica . A composição mineralógica e o conteúdo pale ont o-lógico, mesmo escasso, indicam que esta sedimentação deve corres ponder a episódio ou episódios deposicionais situados entre o P lacenciano e o Plistocénico inferior. O paleovale inicial parece comportar outro ep isódi o erosivo, relacionado com um período de arrefecimento importa nte na E uropa (Gü nz?) c seguido de nov a col ma tação d e características seme lhan tes (Alves & Pereira, 1999).

Os três ciclos seguintes decorreram no Quaternário, acentuaram o encaixe dos vales minhotos e provocaram a captura do rio Homem para a bacia do Cávado (Fig. 1 e Fig. 7) e, também por captura, o desv io da foz do rio Neiva para a pos ição actual (Fig. 1 e Fig. 6).

O último ciclo relacionou-se com o último período glaciário, que permitiu a manutenção de vestígios de várias glaciações nas serras da Peneda e do Gerês (Romaní et al., 1999).

Além destes episódios de glíptogénese de impo rtância regional, ocorreram outros episódios de menor amplitude , na dependência quer de oscilações climá ticas quer de movimentações tectónicas, como se reco nhece no vale do rio Minho.

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