II.2.4. Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena

II.2.4. Mineralizações no sector português

da Zona de Ossa-Morena

D. Oliveira6_{, A. Jesus}7_{, R. Salgueiro}8

Prólogo

O presente trabalho é dedicado a Vítor M. J. Oliveira, um proficiente geólogo do Serviço de Fomento Mineiro (SFM) e Instituto Geológico e Mineiro (IGM) que dedicou toda a carreira profissional (1966-2003) ao aperfeiçoamento do conhecimento geológico sistemático sobre as Zonas de Ossa-Morena (ZOM) e Sul-Portuguesa (ZSP). São da sua autoria contribuições valiosas para a Geologia do SW Ibérico, elucidando questões lito-estratigráficas críticas e fornecendo elementos inovadores a sucessivas campanhas de prospecção e pesquisa que resultaram em várias novas descobertas, como as jazidas de Estação e Lagoa Salgada (ZSP) e Enfermarias e Alagada (ZOM). O seu entusiasmo, dedicação e perseverança despertou e inspirou muitas vocações em geólogos juniores que com ele tiveram a possibilidade de tra-balhar, os quais puderam sempre contar com apoio incondicional e orientação esclarecida.

1 _{Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) – amateus}

@fc.ul.pt

2 _{Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) – jmunha}

@fc.ul.pt

3 _{Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG/LGM), Unidade de Recursos Minerais e Geofísica;}

Cen-tro de Recursos Minerais, Mineralogia e Cristalografia (CREMINER – LA/ISR) – carlos.inverno@lneg.pt

4 _{Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG/LGM), Unidade de Investigação de Recursos Minerais e}

Geofísica – joao.matos@lneg.pt

5 _{Serviços de Minas e Pedreiras, Direcção Geral de Energia e Geologia – Luis.Martins@dgeg.pt}

6 _{Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG/LGM), Unidade de Recursos Minerais e Geofísica –}

daniel.oliveira@lneg.pt

7 _{Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) – Ana.}

jesus@fc.ul.pt

8 _{Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG/LGM), Unidade de Recursos Minerais e Geofísica;}

Figura 1. (A) – Mapa geológico simplificado da ZOM incluindo o posicionamento dos principais sistemas

mine-ralizantes (numerados conforme indicação na Tabela I). (B) – Faixas com potencial mineiro (adaptado de Oli-veira, 1986). Ver fig. a cores na pág. XI do Anexo, no final deste volume.

1. Introdução

A evolução geodinâmica da ZOM, embora encerre ainda várias questões controversas, pode ser inferida com base na análise das formações tectono-estratigráficas que representam a essência da sua arquitectura. Tal envolve o estudo da variação sistemática das características paleogeográficas, sedimentares, magmáticas, metamórficas e estruturais, necessariamente complementado com dados paleontológicos e termo-cronológicos adequados. As diferentes contribuições que constituem este livro procedem à revisão do estado da arte sobre outros aspectos distintivos da evolução geodinâmica da ZOM; consequentemente, estes assuntos não serão retomados no presente trabalho. Importa, contudo, salientar que os processos (bio-) geológicos activos desde o ciclo Cadomiano e percorrendo todo o ciclo Varisco, gera-ram um número elevado de contextos favoráveis ao desenvolvimento de diversos sistemas mineralizantes, conforme é documentado pela presença de vários depósitos, jazidas e ocor-rências minerais com idade, bem como contexto geológico e geoquímico distintos (Tabela I; Fig. 1A). O exame geral dos dados disponíveis sobre os tipos de mineralização até ao momento reconhecidos na ZOM constitui o principal objectivo deste trabalho e será sinte-ticamente reportado no sentido de identificar as características fundamentais e avaliar o seu potencial económico.

Figura 2. Investimentos em prospecção e pesquisa mineral

2. Tipos de mineralização

Muito embora não exista informação precisa para um número significativo de sistemas mineralizantes conhecidos (Tabela I, Fig. 1A), é digna de nota a tendência manifestada por estes para desenvolver agregações geográficas/geotectónicas, suportando a delimitação de várias faixas com potencialidade mineira. Estas faixas (Fig. 1B), sobrepondo-se grosseira-mente aos principais Sectores lito-estratigráficos da ZOM (Oliveira, 1986; Oliveira et al., 1991; Araújo et al., 2006), tomam as designações seguintes, de norte para sul: (1) Arronches

– Campo Maior; (2) Alter do Chão – Elvas; (3) Sousel – Barrancos; (4) Arraiolos – Sto. Aleixo;

(5) Montemor-o-Novo – Ficalho, também denominada Faixa Magnetítico-Zincífera; e (6)

S. Cristóvão – Beja – Serpa, a qual inclui a Faixa de Pórfiros identificada em vários artigos

e relatórios técnicos (e.g. Silva, 1948; Thadeu, 1965; Carvalho et al., 1971; Schermerhorn, 1981; Oliveira, 1984, 1986, 1992; Martins et al., 1998). Uma sétima faixa, Ferreira do

Alen-tejo – Mombeja – Beja, deverá ser adicionada a este inventário, justapondo-se ao Complexo

Ofiolítico de Beja – Acebuches (COBA – e.g. Mateus et al., 1998b; Tornos et al., 2004). Uma sinopse dos dados disponíveis para as mineralizações prevalecentes em cada uma destas faixas será apresentada nas secções seguintes.

2.1. Faixa de Arronches – Campo Maior

Esta faixa sobrepõe-se à Cintura Blastomilonítica e incorpora dois tipos de mineralização (Tabela I, Fig. 1A): (1) ouro orogénico; e (2) sulfuretos maciços (vulcanogénicos?) meta-morfizados.

A mineralização de ouro orogénico (mesotermal) ocorre em S. Martinho e em Algueirei-ras – Nave de Grou – Mosteiros (Portalegre), a sul e norte da zona de cisalhamento Tomar--Badajoz-Córdoba, respectivamente. As sequências anfibolíticas e na fácies dos xistos ver-des, respectivamente, pertencentes à Série Negra (Neoproterozóico), hospedam os sistemas mineralizantes. Os domínios enriquecidos em Au ocorrem ao longo das transições metas-sedimentares/metavulcânicas, nomeadamente as que envolvem xistos quartzo-biotíticos/ /anfibolitos (ou gneisses anfibólicos) ou metavulcanitos siliciosos. Rochas félsicas a intermé-dias, formando pequenas intrusões porfiríticas ou horizontes de natureza vulcanoclástica ocorrem na proximidade dos domínios auríferos. Os processos de alteração relacionados com a mineralização incluem silicificação, cloritização, sericitização e carbonatização; este último é pervasivo em metavulcanitos félsicos de Algueireiras – Nave de Grou – Mosteiros, dando origem a dolomite ferrífera maciça ou semi-maciça, com disseminações de fuch-site acessória. A mineralização forma disseminações, por vezes confinadas a determinados horizontes da sequência hospedeira (estratóide), ou ocorre em veios e filonetes de quartzo,

localmente formando redes anastomosadas (tipo stockwork). Na sua essência, inclui pirite e pirrotite, podendo a arsenopirite ser abundante ou estar ausente; como minerais acessórios salienta-se a löellingite, calcopirite, ouro, ilmenite, realgar, barite e turmalina (Inverno et al., 1995; Inverno, 1997). Em S. Martinho, reconhecem-se duas gerações de ouro, a última das quais representando o principal evento mineralizante (Oliveira, 2001; Oliveira et al., 2001a, 2001b, 2007). O ouro I ocorre em filonetes de quartzo paralelos à foliação que incorporam arsenopirite, pirite (duas gerações) e calcopirite; o ouro II ocorre em filonetes discordantes de quartzo, contemporâneos da geração (tardia) de arsenopirite, pirite e calcopirite, para além de pirrotite e löellingite. Os fluidos envolvidos na mineralização Au (I) são metamor-fogénicos e, em função da sua composição, podem ser classificados em dois grupos prin-cipais: (1) fluidos aquo-carbónicos (H₂O-CO₂-CH₄) de salinidade baixa (10 wt% eq. NaCl) que revelam homogeneização sob temperaturas (Th) de 245-521˚C; e (2) fluidos aquosos do tipo H₂O-NaCl-Ca(Mg)Cl₂ com salinidades variáveis (1 a 18 wt% eq. NaCl) e Th para fase líquida, predominantemente entre 112ºC e 162o_{C. Na génese da mineralização Au (II)}

intervêm fluidos do tipo H₂O-NaCl, hipersalinos (32-62 wt% eq. NaCl), contendo cloretos de Na/Mg/K/Fe e CaCO₃; estes fluidos apresentam Th global, por desaparecimento da bolha gasosa ou de cristais-filho, de 270 a > 550o_{C, e são, presumivelmente, de origem magmática,}

relacionando-se com intrusões graníticas de idade Tardi-Varisca.

As mineralizações metamorfizadas de sulfuretos maciços (ricas em Cu) de Tinoca e Azei-teiros (NW de Campo Maior), sujeitas a exploração desde tempos Romanos, são enquadra-das por rochas do complexo gneíssico-migmatítico de idade Neoproterozóica disposto ao longo da zona de cisalhamento Tomar-Córdoba. Em Tinoca a mineralização estratiforme compreende magnetite (semi-)maciça com calcopirite e pirite intersticial, identificando-se ainda quantidades acessórias de esfalerite, galena argentífera e de ouro (vulgarmente acima de 1 ppm). A estrutura mineralizada, com espessura aproximada de 55 m e extensão superior a 1000 m, contempla dois níveis de sulfuretos semi-maciços com 200 m de extensão e até 20 m de possança, explorados até 185 m de profundidade. As mineralizações desenvolvem-se no seio de gneisses/migmatitos que registam processos de cloritização, moscovitização e silicificação, ocorrendo ainda barite. Um nível granoblástico silicioso rico em dissemina-ções de calcopirite, pirite e magnetite, e cortado por veios irregulares contendo esses mine-rais, tem sido interpretado (em conjunto com os gneisses félsicos) como o muro dos corpos mineralizados. Em Azeiteiros, a mineralização semi-maciça e disseminada com espessura variável entre 20 e 40 m é essencialmente composta por calcopirite (2,2% Cu), pirite, pirro-tite e magnepirro-tite, e foi explorada até 110m de profundidade, desenvolvendo-se ao longo de um corredor de cisalhamento subvertical com direcção N20ºW a N30ºW que afecta meta- -riólitos na proximidade de anfibolitos (Oliveira, 1986; Vairinho e Fonseca, 1989; Beck, 1997; Matos e Rosa, 2001; SIORMINP, 2002).

2.2. Faixa de Alter do Chão – Elvas

Esta faixa (Tabela I, Fig. 1A) sobrepõe-se ao Sector lito-estratigráfico homónimo e inclui várias ocorrências de Cu, Pb e Zn associadas a rochas metavulcânicas félsicas do Câmbrico Inferior, assim como mineralizações de Zn-Pb em veios de quartzo que cortam a Forma-ção Carbonatada da mesma idade, como é o caso da que se localiza em Torre das Figuei-ras (Monforte) no domínio de contacto com o maciço granítico de Santa Eulália (Oliveira, 1986). A Formação Carbonatada do Câmbrico Inferior também hospeda o skarn de ferro (27-40% Fe) de Alagada (Porto Xico) no contacto com o complexo ígneo de Elvas. Este depósito compreende várias lentículas concordantes de magnetite que apresentam pirite, pirrotite e scheelite como minerais acessórios; as lentículas estendem-se por ≈400 m e apre-sentam espessura variável entre 2,7 e 9,5 m, encontrando-se cobertas por ≈10 m de aluvião Quaternário (Gonçalves e Assunção, 1979; Oliveira, 1986; SIORMINP, 2002).

O alinhamento NW-SE dos complexos plutónicos máficos/ultramáficos de Alter do Chão – Elvas (com predominância de gabros), instalados durante o Paleozóico Inferior em estreita associação com rochas hiperalcalinas de composição essencialmente sienítica (Carrilho Lopes

et al., 1997 e referências citadas), encerra também potencialidade metalogenética

significa-tiva. Neste contexto geológico, a mineralização melhor conhecida corresponde a um horizonte semi-maciço de magnetite com 0,5% V₂O₅ (Beck, 1996) que, gerado no decurso da diferencia-ção magmática, se desenvolve ao longo de ≈1400 m no seio de gabros pertencentes ao domínio NW do corpo de Alter do Chão. Estudos recentes, promovidos pela RioNarcea Gold Mines S.A. (Dias et al., 2006; Pinto et al., 2006) na região de Cabeço de Vide – Alter do Chão, revelam ainda alguns indicadores no que respeita a mineralizações de EGPt e Au relacionadas com os processos de fraccionação das unidades ultramáficas deste complexo ígneo ou com a sua serpentinização; os conteúdos máximos em Pt, Pd e Au obtidos até ao momento cifram-se em 357, 817 e 139 ppb, respectivamente. Valores anómalos em Ni, Cu e Co (6065, 612 e 163 ppm, respectivamente) foram igualmente registados para estas rochas.

A intrusão de Santa Eulália (309-290 Ma – Pinto e Andrade, 1987), nomeadamente a fácies granítica interna porfirítica, hospeda mineralização magmático-hidrotermal de cassi-terite, volframite, scheelite, sulfuretos de metais básicos, arsenopirite e pirite (Inverno, 1975; Oliveira, 1986; Carrilho Lopes, 1989). A mineralização distribui-se por veios e filonetes subverticais de quartzo com direcção N40º-50ºW e espessura média < 15 cm, cujos encos-tos apresentam greisenização intensa (incluindo fluorite); a cassiterite (moscovite, fluorite e apatite) predomina no domínio SE da área mineralizada, contrastando com o maior enri-quecimento em volframite (ferberite) e sulfuretos no domínio NW da mesma área. Adicio-nalmente, pequenas massas de greisen, desenvolvidas na intersecção das principais famílias de fracturas (N40º-50ºW e NE-SW), revelam enriquecimentos em cassiterite e scheelite; a génese das porções greisenizadas aparenta ser anterior à formação dos veios de quartzo.

Depósitos aluvionares e eluvionares contendo cassiterite e ilmenite, bem como volframite subsidiária e minerais de elementos do Grupo das Terras Raras, foram explorados nesta mesma área com produções que, em Pereira de Cima, atingiram 41t de cassiterite e 35,6t de ilmenite em 1969 e 28,2t de cassiterite em 1970 (Thadeu e Aires-Barros, 1973; Gonçalves e Zbyszewski, 1975; Inverno, 1975; Goinhas e Viegas, 1983; Oliveira, 1986).

2.3. Faixa de Sousel – Barrancos

Esta faixa (Tabela I, Fig. 1A) estende-se ao longo do Sector lito-estratigráfico de Estremoz- -Barrancos e inclui um número elevado de sistemas mineralizantes epigenéticos cupríferos, muitos deles explorados durante o século xix e décadas iniciais do século xx (Rhoden, 1956; Gomes et al., 1959; Mendes, 1967; Barros, 1968; Gaspar, 1968, Cerveira, 1972, 1975; Oliveira, 1984, 1986; Matos e Rosa, 2001; Mateus, 2001; Mateus et al., 2003c).

O grupo predominante de mineralizações cupríferas é representado pelas antigas minas de Aparis, Bofeta, Miguel Vacas, Mociços, Urmos, Minancos, Bugalho, Zambujeira e Mos-tardeira. Nestes sistemas, os filões mineralizados são controlados por zonas de falha de desligamento NNW-SSE ou, mais vulgarmente, com direcção variando entre NNE-SSW e ENE-WSW. Estas estruturas comportam preenchimentos hidrotermais polifásicos, bre-chificados, constituídos por quartzo, carbonato (dolomite ferrífera, siderite e/ou calcite), sulfuretos (calcopirite, pirite, arsenopirite, esfalerite, pirrotite e galena) e sulfossais (tetrae-drite-tenantite), e são, por norma, hospedadas em sequências metassedimentares espessas e monótonas de idade Paleozóica. Os enriquecimentos supergénicos são comuns, conduzindo ao desenvolvimento de associações minerais constituídas por (hidr-)óxidos de ferro, mala-quite/azurite, cuprite, liebethenite, atacamite, crisócola e covelite. Estruturas como Mostar-deira, Bugalho e Almagreira evidenciam ainda indícios em Au (>1,5 ppm), verificando-se uma boa correlação entre os conteúdos em Au e As (Stephan, 1986; Matos e Rosa, 2001). De acordo com os dados disponíveis, é possível relacionar a génese das mineralizações com actividade hidrotermal associada à propagação e reactivação das zonas de falha, envolvendo fluidos com salinidade baixa a moderada. Os metais depositados polifasicamente docu-mentam a descarga focalizada de fluidos após circulação pervasiva (regional) através das sequências metassedimentares Paleozóicas de onde lixiviaram o conteúdo metalífero. Con-siderando a solubilidade do Cu em sistemas hidrotermais, o principal metal nestes sistemas mineralizantes, estima-se que a deposição sob a forma de calcopirite tenha ocorrido sob T ≈ 260-300ºC e 10-33 _{< a(O}

2) <10-28 como resultado da acção de diferentes mecanismos, embora

a despressurização se afigure como o mais eficaz; a lixiviação do Cu a partir dos metassedi-mentos deverá ter acontecido sob T ≈ 325-375ºC e a(O₂) <10-40_{, assumindo valores de pH ≈}

No segundo grupo de mineralizações cupríferas, representado pela antiga mina da Defesa das Mercês, os sulfuretos dominantes (calcopirite e pirite) ocorrem como disseminações ou como parte integrante da paragénese mineral que preenche filonetes e veios em rochas sub-vulcânicas intrusivas félsicas e brechas relacionadas. Trabalhos de prospecção desenvolvi-dos pelo SFM, IGM, Billiton e, mais recentemente, RioNarcea Gold Mines S.A., colocaram em evidência conteúdos anómalos (2-3 ppm) em Au para esta ocorrência (Oliveira 2001, Matos e Rosa 2001), não estando ainda comprovada a presença de mineralizações epiter-mais de Cu-Au associadas a sistemas vulcanogénicos. Acresce referir a importância local adquirida por filões de quartzo-calcite que, mineralizados em Cu, se dispõem ao longo de vários segmentos de zonas de falha de desligamento com direcção variável entre NW-SE a NE-SW; trata-se de uma mineralização epigenética tardia, cuja génese é paralelizável com a de Minancos, Aparis e Bofeta (incluídas no primeiro grupo), mas que, expectavelmente, envolverá as formações vulcanogénicas enquadrantes como fontes primordiais de metal.

2.4. Faixa de Arraiolos – Sto. Aleixo

Esta faixa justapõe-se à transição entre os Sectores de Estremoz-Barrancos e de Évora-Beja- -Aracena e inclui algumas ocorrências epigenéticas cupríferas que carecem de estudo deta-lhado (Tabela I, Fig. 1A): Sto. Aleixo, Azaruja, Monte do Trigo e Reguengos. A primeira corresponde a uma mineralização hidrotermal oculta, intersectada por sondagem em 1991 pelo SFM (Carvalho e Oliveira, 1992); o filão de quartzo (± clorite ± dolomite ferrífera + + calcite), contendo agregados de calcopirite e pirite, desenvolve-se no seio de metavulcanitos máficos (exibindo alteração hidrotermal sobreposta ao metamorfismo regional) da sequên-cia vulcano-sedimentar de idade Silúrica, sendo controlado por uma zona de falha subverti-cal de rumo NNE-SSW que intersecta o carreamento Varisco de Sto. Aleixo da Restauração (Matos e Rosa, 2001; Mateus et al., 2003c). As restantes ocorrências, de natureza magmático--hidrotermal (Oliveira, 1986), localizam-se no seio de intrusões quartzo-dioríticas Variscas ou associam-se a diques micrograníticos e veios aplito-pegmatíticos da mesma idade, por vezes intruindo os micaxistos da Formação de Ossa (Câmbrico-Ordovício Inferior?). Os sul-furetos neste tipo de mineralização são calcopirite e pirite, ocasionalmente acompanhados por galena e/ou esfalerite; efeitos da supergénese conduzem ao desenvolvimento de domínios enriquecidos em malaquite, azurite e calcocite, alguns dos quais foram sujeitos a explora-ção Romana (e.g. Salvaexplora-ção do Índio, Azaruja). A mineralizaexplora-ção primária apresenta espessura variável entre 0,4 e 1,5 m e distribui-se por veios de quartzo decamétricos (raramente hec-tométricos) com direcção geral NW-SE, contendo casualmente calcite e barite (Goinhas e Martins, 1988), que cortam os quartzo-dioritos; constitui ainda os agregados que preenchem fracturas afectando os diques de microgranito e os veios aplito-pegmatíticos. Localmente, na

proximidade das estruturas mineralizadas, regista-se alteração hidrotermal das rochas encai-xantes, geralmente traduzida por processos de silicificação e sericitização.

2.5. Faixa de Montemor-o-Novo – Ficalho

Esta faixa estende-se ao longo do domínio norte do Sector Évora-Beja-Aracena e, do ponto de vista mineiro, é a mais importante de toda a ZOM (Tabela I, Fig. 1A). Compreende dife-rentes tipos de mineralização localizados em contextos geológicos diversos que, usualmente, revelam efeitos de deformação intensa e de transformações mineralógico-texturais comple-xas; estas últimas desenvolvem-se predominantemente durante o metamorfismo Varisco e/ /ou como consequência do subsequente percurso de retrogradação e/ou actividade hidro-termal desencadeada pela nucleação e propagação (ou reactivação) de zonas de falha com cinemática diversa. O conhecimento actualmente existente permite distinguir cinco tipos fundamentais de mineralização, a saber:

1) Acumulações maciças e disseminadas [singenéticas ou epigenéticas (?), estratifor-mes ou estratóides (?)] de magnetite e sulfuretos (pirrotite + pirite ± calcopirite ± esfalerite). Algumas destas mineralizações ocorrem em sequências tectonicamente imbricadas, sendo hospedadas em rochas calco-silicatadas (anfíbola + carbonatos) e/ /ou anfibolitos de idade diversa (do Câmbrico Inferior ao Ordovícico?). Constituem exemplos maiores desta tipologia as antigas minas de Monges (Silva, 1945; Neiva, 1952; Goinhas e Martins, 1986) e de Orada (Silva, 1945; Neiva, 1952; Carvalho, 1971; Carvalho et al., 1971; Matos et al., 1998).

2) Minérios sulfuretados maciços e estratiformes (singenéticos?) essencialmente com-postos por pirite e esfalerite (py >> sph), contendo quantidades subordinadas de mag-netite e posteriormente enriquecidos em Pb(-Ag-Sb-Au) durante processos metasso-máticos tardios (e.g. jazida de Enfermarias – Oliveira e Matos, 1992; Barroso, 2002; Barroso et al., 2003a, b; Mateus et al., 2003b). Estes minérios ocorrem quase exclusiva-mente no seio de horizontes metavulcânicos do Câmbrico Inferior, os quais registam efeitos de metassomatismo intenso (embora heterogéneo) e de alteração hidrotermal (Martins, 2002; Martins et al., 2003a, b; Mateus et al., 2003b; Represas et al., 2004). Na área de Portel (jazidas de Portel e Balsa), a abundância relativa de magnetite aumenta, sendo de salientar a presença de cubanite, arsenopirite e vários sulfossais como fases acessórias (Gaspar, 1967; Goinhas, 1971a; Carvalho, 1988; Mateus et al., 2003b). 3) Skarns (maciços) de ferro que se desenvolvem ao longo dos contactos entre

mármo-res de idade diversa e corpos intrusivos gabro-dioríticos do Complexo Ígneo de Beja, exemplificado pela antiga mina de Alvito (Silva, 1945; Neiva, 1952).

4) Minérios de Au-As em estruturas filonianas de quartzo cuja geometria e envergadura é controlada por zonas de cisalhamento regionais que afectam sequências metassedi-mentares de idade Neoproterozóica (e.g. jazidas de Chaminé-Casas Novas e Braços – Goinhas e Martins, 1986; Ribeiro et al., 1993; Ribeiro, 1994; Inverno, 1997). 5) Precipitados hidrotermais desenvolvidos na dependência de zonas de falha de

desli-gamento Tardi-Variscas; neste conjunto, salientam-se as mineralizações de Cu (e.g. Rui Gomes – Oliveira, 1986), Viúvas, Monte Branco, Venda do Duque, Pomares – Goinhas e Martins, 1988), de Sb (e.g. Palmas, Gouveia – Goinhas e Martins, 1986; Mateus et al., 2006) e de Pb(-Zn) (e.g. Caeira – Goinhas e Martins, 1986), muito embora sejam também dignas de nota as ocorrências ainda mal conhecidas de Co-As (com arsenopirite e saflorite) na região da Vidigueira.

2.5.1 Minérios de ferro

Minérios de ferro com características macro-mesoscópicas similares e preferencialmente hospedados em sequências anfibolíticas são há muito conhecidos na faixa de Montemor- -o-Novo – Ficalho (Tabela I, Fig. 1A), citando-se como exemplos maiores Monges, Orada e Vale de Pães. Estes minérios são principalmente constituídos por magnetite, pirite e pirro-tite, o primeiro mineral dominando em Orada, Vale de Pães e na porção superior de Monges (provavelmente já explorada pelos Romanos).

A Formação de Monfurado (Câmbrico Inferior?), correspondendo a uma sequência vulcano-carbonatada metamorfizada e dobrada em anticlinal, enquadra a mineralização de Monges (Montemor-o-Novo), a qual é denunciada por chapéus de ferro e conhecida até à profundidade de ≈200 m. A mineralização é estratiforme, maciça ou disseminada, e contém quantidades subsidiárias de calcopirite e traços de esfalerite, para além da associação mine-ral prevalecente que se encontra recristalizada (magnetite, pirite e pirrotite). Desenvolve- -se preferencialmente no seio de rochas anfibolíticas, por vezes bandadas (e laminadas) e, principalmente nos níveis superficiais, inclui massas do tipo skarn em sequências meta-carbonatadas (calcite/dolomite ± barite) que se desenvolvem na dependência de intrusões quartzo-dioríticas Variscas. A magnetite predomina nos skarns intra-metadolomias, onde o minério foi classificado como compacto e granular, no último caso apresentando uma ganga calco-silicatada enriquecida em anfíbola. Estudos em curso (Salgueiro, in prep.) permitirão melhor compreender os processos subjacentes à génese desta mineralização, muito embora vários autores tenham sucessivamente favorecido uma deposição singenética exalativa no seio das rochas vulcânicas câmbricas, posteriormente modificada pelo metamorfismo de contacto relacionado com a instalação dos corpos quartzo-dioríticos (Silva, 1948; Carvalho, 1976; Goinhas e Martins, 1986).

A mineralização de Orada (Pedrógão) ocorre no seio de sequência anfibolítica hetero-génea que, contendo escassas lentículas metacarbonatadas, se sobrepõe às metadolomias do Câmbrico Inferior. A idade daquela sequência é controversa, apesar das correlações lito--estratigráficas estabelecidas por Carvalho (1971, 1976) a posicionarem no Ordovícico; a natureza do contacto anfibolitos/metadolomias é também discutível (e.g. Araújo, 1995). Rochas anfibolíticas (frequentemente laminadas e, por vezes, carbonatizadas) são o prin-cipal hospedeiro do minério (maciço ou disseminado), muito embora se registe também a presença de mineralização no seio de rochas calco-silicatadas (tipo calco-xisto). Os domí-nios mineralizados estendem-se ao longo de »6 km e formam vários corpos lenticulares com comprimento médio em torno de 100 m (atingindo, no máximo, 230 m) e espessura decamétrica. Especificamente em Orada, uma massa de 2 Mt foi explorada pela empresa COFENA até à década de 70, em três lentículas magnetíticas, contendo pirite, pirrotite e hematite acessórias, com ganga de calcite, clorite, epídoto, quartzo, anfíbolas, piroxenas e olivina serpentinizada (Carvalho, 1971, 1976; Salgueiro, in prep.). De acordo com Carva-lho a génese desta mineralização será similar à de Monges, atribuindo-se adicionalmente à intrusão granítica de Pedrógão (308±4 Ma; Carvalho, 1976) papel determinante no desen-volvimento dos processos metassomáticos subjacentes à formação das rochas calco-silica-tadas mineralizadas.

Próximo de Orada, outras massas (menores) de magnetite foram reconhecidas e inci-pientemente exploradas (Silva, 1948; Neiva, 1952; Carvalho, 1971; Carvalho et al., 1971). O estudo detalhado de uma dessas ocorrências (Matos et al., 1998; Mateus et al., 1999a, 2005), Azenhas II, permitiu avançar com uma hipótese metalogenética alternativa à proposta por Carvalho et al. (1971). Com efeito, os trabalhos empreendidos permitiram demonstrar que a mineralização magnetítica se desenvolve exclusivamente no seio de anfibolitos (metas-somatisados) alóctones, formando sequências tectonicamente imbricadas que se posicio-nam imediatamente abaixo (e são truncadas) por uma zona de carreamento WNW-ESE que tem a tecto rochas metavulcânicas félsicas. A mineralização é, por conseguinte, anterior à propagação desta zona de carreamento e não poderá dever-se a processos relacionados com a instalação do granito de Pedrógão, pois a intrusão, intersectando a descontinuidade estrutural, é posterior ao empilhamento tectónico. O facto dos agregados de magnetite não evidenciarem deformação/recristalização e de estabelecerem relações de equilíbrio textu-ral com diferentes minerais metassomáticos, sugere a possibilidade da minetextu-ralização ser devida a processos desencadeados pela formação do arranjo tectónico imbricado (Mateus

et al., 1999a, 2005). Efectivamente, a justaposição tectónica (polifásica) de anfibolitos sobre

uma sequência autóctone de mais baixo grau metamórfico (calcários intercalados com vul-canitos máficos e félsicos do Câmbrico Inferior na fácies dos xistos verdes), terá permitido sustentar a inversão do gradiente térmico que, perdurando por tempo suficiente, promoveu a ascensão de fluidos aquosos oxidantes, progressivamente enriquecidos em CO₂; tal terá

concorrido para o metassomatismo pronunciado e heterogéneo das rochas carreadas, con-tribuindo igualmente para a génese da mineralização magnetítica (skarn orogénico).

Na jazida oculta de Vale de Pães, localizada a ca. de 17 km a Oeste de Orada, a minera-lização magnetítica estende-se desde quase a superfície até 180 m de profundidade e ocorre no seio de anfibolitos bandados e laminados associados a horizontes calco-silicatados, meta-carbonatados e meta-pelíticos (xistos biotíticos), sendo o conjunto intruído por quartzo- -monzonitos. A mineralização é maciça ou disseminada, sendo constituída por magnetite e quantidades subordinadas de pirite e pirrotite, para além de conter anfíbola, piroxena, olivina, epídoto, quartzo e carbonato como fases acessórias (Salgueiro, in prep.). Na opinião de Carvalho (1976) e Oliveira (1986), a mineralização seria inicialmente vulcanogénica e posteriormente modificada pelos processos metassomáticos desenvolvidos na dependência da intrusão quartzo-monzonítica, sendo esta última componente consistente com resulta-dos de esturesulta-dos mais recentes.

A mineralização magnetítica de Alvito forma massas irregulares e lentículas estrati-formes do tipo skarn que se desenvolvem em metadolomias do Câmbrico Inferior junto ao contacto (através de um cavalgamento N-S) com dioritos do Complexo Ígneo de Beja. As paragéneses que compõem a ganga são variáveis, destacando-se associações minerais ultramáficas (serpentina, olivina, asbestos e clorite), calco-silicatadas (granada, diópsido, vesuvianite e anfíbola) e metacarbonatadas (calcite e dolomite); localmente, regista-se a presença de pirite, pirrotite, calcopirite e (rara) galena. Do ponto de vista metalogenético e embora haja consenso quanto ao papel desempenhado por processos metassomáticos no desenvolvimento da mineralização, vários autores subscrevem a hipótese de haver pré-enri-quecimento metalífero na área como resultado de processos exalativos ocorridos durante o Câmbrico Inferior (Silva, 1948; Carvalhosa e Zbyszewski 1972; Carvalho, 1976; SIORMINP, 2002).

2.5.2 Mineralizações sulfuretadas de Zn-Pb(-Ag-Sb-Au)

Na região de Moura-Ficalho (Tabela I, Fig. 1A), identificam-se vários sistemas mineralizan-tes do tipo Zn-Pb(-Ag-Sb-Au), nomeadamente as antigas minas de Preguiça e Vila Ruiva, as jazidas de Sto André e Enfermarias e a ocorrência de Carrasca (Goinhas, 1971b; Oliveira, 1986; Oliveira e Matos, 1992). As explorações em Preguiça e Vila Ruiva incidiram princi-palmente nos domínios de enriquecimento secundário (oxidante e supergénico) zincífero reconhecidos em metadolomias (com evidências de carsificação) do Câmbrico Inferior. A ocorrência de Carrasca localiza-se no mesmo horizonte lito-estratigráfico, para o qual se assinalam conteúdos anómalos em Fe, Mn, Pb e Zn, muito embora as disseminações de sul-furetos de metais base em metadolomias sejam pouco importantes (Aalten e Steen bruggen,

1994). Os sistemas mineralizantes de Sto. André e Enfermarias foram intersectados por son-dagem (nos anos oitenta) e revelam concentrações até 17,53% de Zn, 2.88% de Cu, 2,75% de Pb, 384 ppm de Ag e 3,2 ppm de Au (Oliveira e Matos, 1992); o primeiro sistema é hospedado em metavulcanitos/mármores de idade Ordovícica e exibe um halo de altera-ção hidrotermal espesso constituído por agregados grosseiros de siderite com abundante pirite e arsenopirite disseminadas; o sistema de Enfermarias desenvolve-se na sequência metavulcânica/metadolomítica do Câmbrico Inferior e compreende mineralização maciça e disseminada com assinaturas químicas distintas, registando uma evolução geológica longa e complexa (Barroso, 2002; Martins, 2002; Barroso et al., 2003a, b; Mateus et al., 2003b; Martins et al., 2003a, b; Represas et al., 2004).

A sequência litológica intersectada por sondagem em Enfermarias compreende diferen-tes fácies metavulcânicas com intercalações decimétricas de mármores (contendo silicatos), metadolomias e rochas metassomáticas (essencialmente constituídas por clorite/serpentina, actinolite/tremolite e talco), estas últimas ocorrendo geralmente na proximidade de zonas de cisalhamento sub-horizontais. As principais transformações mineralógicas e texturais desenrolaram-se após o pico metamórfico (sob condições »2,5 kbar e »440ºC; Mateus et

al., 2003b) e as principais fases de deformação Varisca; muitas destas transformações são

correlativas de diferentes estádios de remobilização metalífera, os quais podem contem-plar a introdução de novos metais no sistema. A mineralização principal forma agregados maciços lenticulares que se localizam ao longo da charneira de um antiforma-anticlinal de empilhamento de 2ª ordem e são subparalelos ao bandado metamórfico apresentado pelas rochas metavulcânicas intermédio-máficas cloritizadas; consiste em agregados de esfalerite e pirite, aos quais se associam quantidades subsidiárias de galena, calcopirite, magnetite, arsenopirite e rara tetraedrite argentífera. Nesta associação mineral, a esfalerite, magnetite, arsenopirite e a maior parte da pirite são pré-metamórficas, manifestando efeitos ópticos ou desenvolvendo microestruturas denunciadoras de deformação intracristalina e/ou recris-talização dinâmica; na ganga silicatada, as reacções de progradação metamórfica condu-ziram à formação de stilpnomelano, biotite (variedade verde) e horneblenda magnesiana. A introdução de galena, calcopirite e tetraedrite argentífera, bem como a formação da maio-ria dos minerais constituintes da ganga (actinolite-tremolite, talco, serpentina, e clorite), é correlacionável com eventos pós-pico metamórfico. Os domínios fortemente metasso-matizados adjacentes a zonas de cisalhamento contêm, por vezes, agregados maciços (não recristalizados) de magnetite ± pirite; a sua origem é atribuída à circulação relativamente tardia (pós-pico metamórfico) de fluidos aquo-carbónicos oxidantes, focalizados ao longo dos corredores estruturais referidos. Estes fluidos derivam da recristalização da sequência vulcano-carbonatada encaixante e são também responsáveis pela remobilização dos metais contidos na mineralização primária, conduzindo a redeposição metalífera disseminada ou controlada por fracturação. Enriquecimentos secundários do sistema (especialmente em

Pb, Cu, Ag, As, Sb) são devidos a fluxos tardios de fluido deste estádio evolutivo, permi-tindo o desenvolvimento de disseminações fundamentalmente constituídas por galena, esfalerite, pirite, tetraedrite argentífera e electrum; esta associação mineral também pre-enche filonetes tardios observados nos mármores e em domínios metassomatizados. Em conjunto, todas estas transformações documentam a evolução do sistema mineralizante em que a sulfidização e a oxidação variam entre [loga(S₂) ≈ -8, loga(O₂) ≈ –26] e [loga(S₂) ≈ –11, loga(O₂) ≈ –35] sob condições decrescentes de temperatura entre ≈400ºC e < 300ºC; nestas circunstâncias é possível remobilizar quantidades apreciáveis de Zn e Pb, ocorrendo a sua redeposição a temperaturas compreendidas entre ≈260ºC-220ºC (Mateus et al., 2003b). O desenvolvimento de agregados grosseiros de pirite + calcopirite ± pirrotite em brechas de falha e veios tardios (que também contêm abundante quartzo hidrotermal e clorite) afigura- -se correlacionável com a evolução das falhas de desligamento que cortam toda a sequência, testemunhando um sistema independente (com assinatura cuprífera) que se sobrepõe ao halo geoquímico principal Zn-Pb(-Ag).

As jazidas de Algares e de Balsa, localizadas a alguns quilómetros a SW de Portel, foram sujeitas a trabalhos intensos de prospecção e pesquisa pelo SFM (Goinhas, 1971a), subse-quentemente complementados por estudos que permitiram caracterizar a mineralização (Gaspar, 1967; Andrade, 1966, 1969; Carvalho, 1988; Mateus et al., 2003b). Em Algares, a mineralização sulfuretada maciça ocorre predominantemente ao longo dos contactos entre os horizontes metavulcânicos e metadolomíticos do Câmbrico Inferior. As lentícu-las mais possantes (20-30 m) confinam-se aos domínios de charneira ou de flanco curto de dobras antiforma de 2ª ordem com direcção NNW-SSE e são constituídas por pirite, esfalerite, pirrotite e magnetite, para além de quantidades acessórias de calcopirite, galena, arsenopirite e sulfossais de Sb(-Ag?); em seu torno desenvolvem-se halos de mineraliza-ção disseminada e controlada por fracturas, maioritariamente compostos por gerações tardias de esfalerite, pirite (± marcassite), galena e sulfossais. As rochas metavulcânicas hospedeiras da mineralização revelam silicificação intensa, localmente complementada por processos de sericitização e de carbonatização (estes últimos, com frequência, condi-cionados pela rede de fracturação); as rochas metadolomíticas incluem dolomite ferrífera + dolomite + calcite (ocorrendo vulgarmente no seio de diferentes sistemas de fracturas), bem como paragéneses silicatadas com tremolite ± talco (± barite). Em Balsa, a minera-lização maciça (lentícula com espessura média ≈10 m), bem como a que se encontra dis-seminada ou preenchendo fracturas, desenvolve-se exclusivamente no seio da sequência metadolomítica, localizada entre metavulcanitos félsicos e intermédios, definindo uma dobra sinforma de 2.ª ordem com direcção NNE-SSW. A mineralização maciça é consti-tuída por agregados (fracturados) de pirite e esfalerite que incluem relíquias de pirrotite e são envolvidos por uma matriz de dolomite + calcite ± dolomite ferrífera, incluindo tre-molite + actinolite ± talco; a magnetite não é significativa; a galena, bastante tardia e

apre-sentando abundantes inclusões de sulfossais, representa uma fase acessória importante. A mineralização disseminada e controlada por fracturas compreende gerações tardias de pirite e esfalerite que coexistem com agregados grosseiros de dolomite ferrífera + calcite ± dolomite. De acordo com os dados de química mineral disponíveis, as condições de recristalização metamórfica experimentada pelo minério maciço de Algares estimam-se em »4,5 kbar e ≈465-475ºC (Mateus et al., 2003b); este valor de pressão, muito elevado para as temperaturas obtidas, implica sobre-espessamento crustal, o que é compatível com o contexto geotectónico em que o sistema mineralizante de Algares se insere. O percurso evolutivo pós-pico metamórfico para Algares e Balsa afigura-se similar ao estabelecido para o sistema Enfermarias.

No sector NW de Portel ocorrem ainda os chapéus de ferro de Barranco das Lages e de Vale de Rebolo (Matos, J.X. cartografia inédita); ambos são colocados em evidência por alinhamentos de anomalias geoquímicas de solos para Cu, Pb e Zn, tendo o primeiro sido investigado por sondagens realizadas pelo SFM (Goinhas, 1971a), as quais permitiam iden-tificar mineralizações de pirite e esfalerite associadas a metadolomias a cerca de 70m de profundidade. As mineralizações sulfuretadas de Zn-Pb na região de Alandroal, relacio-nadas também com metadolomias, assim como as que ocorrem na estrutura de Ferrarias (identificada pelo SFM e contendo pirite semi-maciça, calcopirite e rara arsenopirite; Oli-veira, 1984), apresentam características similares às referidas para as ocorrências da região de Moura-Ficalho.

2.5.3 Mineralizações de Au-As

Ao longo de ≈35 km do sector NW da Faixa Montemor-o-Novo – Ficalho (Tabela I, Fig. 1A) ocorrem mineralizações auríferas, cujas características gerais se afiguram similares às referidas para a região de Portalegre, incluindo a natureza e idade das rochas hospedeiras (Formação de Escoural, Neoproterozóico), bem como o estilo de alteração e mineralização; localmente, rochas calco-silicatadas («skarnóides») e diques graníticos finos apresentam também alguma mineralização (Inverno, 1997). A mineralização desenvolve-se na proximi-dade da zona de cisalhamento NW-SE de Montemor-o-Novo, sendo enquadrada por rochas metamorfizadas na fácies anfibolítica ou, nos domínios sujeitos a maior deformação não coaxial, na transição anfibolítica-granulítica (Pereira et al., 2002); de Chaminé para SE, a zona de cisalhamento e a mineralização inflecte para a direcção N-S (Faria, 1997). Foi cal-culado um recurso total de 4,45 Mt com teor médio de 2,81 g/t Au para a área, 60% do qual afecto às jazidas principais (Chaminé – 1,2 Mt, Casas Novas – 1,7 Mt e Braços – 0,1 Mt), 30% às jazidas próximas (Banhos, Ligeiro, Caras e Covas), e o restante a outras jazidas e ocorrências auríferas (Tabela I, Fig. 1A; Faria, 1997).

De acordo com Ribeiro et al. (1993) e Ribeiro (1994), as mineralizações de Chaminé- -Casas Novas ocorrem em veios/«lentículas» de quartzo com direcção N-S (em Chaminé) e espessura variável que se desenvolvem no seio de uma zona de cisalhamento NNW-SSE/ /N-S, subvertical e direita, afectando xistos biotíticos atribuídos ao Neoproterozóico. Reco-nhecem-se dois tipos fundamentais de estruturas mineralizadas e três estádios de deposi-ção mineral, caracterizados pelas associações seguintes: 1) quartzo ± turmalina ± dolomite ferrífera + arsenopirite + löellingite ± maldonite ± bismuto ± pirrotite ± pirite; 2) quartzo + + clorite + dolomite ferrífera + arsenopirite + ouro ± calcopirite ± pirite; e 3) quartzo + + clorite + marcassite + covelite; a formação tardia de escorodite e de (hidr-)óxidos diver-sos é atribuída a procesdiver-sos de alteração meteórica. É possível demonstrar que o aumento da intensidade da alteração hidrotermal registada pelas rochas encaixantes (reflectindo os efeitos de silicificação e cloritização intensas, para além de sericitização incipiente e dissemi-nação errática de pirite e arsenopirite) é correlativa do desenvolvimento da mineralização. As transformações mineralógico-texturais confirmam a natureza epigenética do processo mineralizante e documentam o carácter polifásico das interacções fluido/rocha sob condi-ções decrescentes de temperatura entre ≈400ºC e 200ºC.

A massa de Braços, estendendo-se ao longo de ≈150 m e apresentado uma espessura de ≈25 m, com teor médio de 5 g/t Au, corresponde a uma banda de silicificação que se desenvolve na zona de contacto tectónico (cavalgante) entre os xistos biotíticos do Neopro-terozóico e uma sequência de rochas metavulcânicas félsicas e anfibolitos (variavelmente laminados) que é intruída por rochas porfiríticas quartzo-feldspáticas. Nos domínios mine-ralizados, o ouro faz-se acompanhar por pirite, arsenopirite, löellingite, calcopirite, galena e barite; a deposição de clorite e dolomite ferrífera pode ser significativa em alguns locais. A terminação ocidental da massa de Braços é cortada por uma zona de falha N-S, subver-tical, mas a extensão possivelmente rejeitada nunca foi encontrada (Inverno, 1997; SIOR-MINP, 2002).

2.5.4 Mineralizações controladas por zonas de falha

Na faixa de Montemor-o-Novo – Ficalho identificam-se várias jazidas e ocorrências deste tipo (Tabela I, Fig. 1A), destacando-se as que se distribuem nas regiões de Moura-Safara e de Montemor-o-Novo (próximo do cavalgamento de Ferreira-Ficalho). No primeiro grupo, para além de ocorrências de Co-As com arsenopirite e saflorite (Oliveira, 1986), salienta-se a antiga mina de Rui Gomes, onde os filões explorados correspondem a brechas tectónicas contendo fragmentos de diferentes litologias cimentados por agregados grosseiros de side-rite + dolomite ferrífera ± calcite ± quartzo, localmente enriquecidos em calcopiside-rite e piside-rite. A génese desta mineralização epigenética é atribuída à actividade hidrotermal relacionada

com a propagação e/ou reactivação das zonas de falha de desligamento Tardi-Variscas que, neste local, afectam principalmente uma sequência metavulcano-carbonatada de idade Ordovícica(?). O segundo grupo agrega diversas estruturas filonianas de quartzo que, oca-sionalmente, contêm ouro; na porção oriental da região de Montemor-o-Novo, a Formação do Escoural (Neoproterozóico) enquadra estruturas mineralizadas com abundante anti-monite (e.g. Palmas) ou sulfuretos de metais base, principalmente pirite e calcopirite (e.g. Caeira) [Goinhas e Martins, 1986]; na porção central desta região, reconhecem-se ocorrên-cias auríferas em veios de quartzo e disseminações com abundante pirite (e.g. Monfurado), hospedadas em rochas da Formação de Monfurado (Câmbrico Inferior?) [Faria, 1997]. Os dados disponíveis sobre estas jazidas e ocorrências são escassos, muito embora seja possí-vel acrescentar alguns elementos sobre Palmas (Mateus et al., 2006), a saber: 1) as estruturas mineralizadas, com direcção N25ºW ou NE-SW e pendor variável, compreendem quartzo (incipientemente endurecido) + sulfuretos ± calcite (não deformada); 2) nos domínios mais ricos das estruturas, a antimonite predomina largamente sobre a pirite e arsenopirite, rareando a calcopirite; 3) os arranjos texturais são muito diversificados, salientando-se os decorrentes de microestruturas em agregados de antimonite que denunciam acomodação de deformação e recristalização dinâmica pouco após a sua deposição (175º-250ºC e 0,6-1 kbar); 4) a geoquímica isotópica do chumbo em concentrados de antimonite revela m ≈9,5 e w ≈36, traduzindo a incorporação de Pb oriundo de fontes com valores U/Pb inferiores aos da composição média da crusta regional Varisca.

2.6. Faixa de S. Cristóvão – Beja – Serpa

Esta faixa desenvolve-se ao longo do domínio Sul do Sector Évora-Beja-Aracena, cuja natu-reza geológica é largamente dominada pelas três grandes unidades que constituem o Com-plexo Ígneo de Beja (CIB): sequência gabróica bandada de Beja, gabro-dioritos de Cuba- -Alvito e pórfiros de Baleizão (Silva et al., 1970; Andrade, 1974, 1983; Santos, 1990; Santos

et al., 1990; Jesus et al., 2006b, 2007b). A primeira sequência encerra três tipos de

mine-ralização (Tabela I, Fig. 1A): 1) acumulações maciças de óxidos de Fe-Ti-V intra-grabros olivínicos (Odivelas – Mateus et al., 2001b; Jesus, 2002; Jesus et al., 2003c, d); 2) sulfuretos maciços intercumulus ricos em Ni-Cu(-Co) relacionados com fácies noríticas e piroxeníticas da sequência gabróica (Serrabritas e Figueirinha – Jesus et al., 2005a, 2006a, 2007a); e 3)

stock works de sulfuretos de Cu(-Ni) que se desenvolvem no seio de gabros

metassomatiza-dos (Castelo Ventoso – Mateus et al., 2001a; Jesus et al., 2003c, 2007a). São também dignas de nota as mineralizações epitermais de Cu(-Ag-Au?) relacionadas com as intrusões porfi-ríticas tardias do CIB (Corte Pereiro, Caeirinha, Alcáçovas – Relvas, 1987; Massano, 1988; Oliveira et al., 2006).

Nesta faixa (Tabela I, Fig. 1A) identificam-se, adicionalmente, várias ocorrências do tipo

skarn (e.g. Corujeiras – Carvalho e Oliveira, 1992; Jesus et al., 2003a), assim como

mine-ralizações epigenéticas antimoníferas (e.g. Ventosa, Louzeiras – Oliveira, 1986; Mateus e Figueiras, 2005; Mateus et al., 1998b, 2006). A (re-)avaliação de dados obtidos em diversas campanhas de prospecção permite ainda evidenciar outros sistemas mineralizantes (e.g. Vinagrinho), cuja caracterização importa concluir no sentido de fundamentar a sua cor-recta classificação (Carvalho e Oliveira, 1992; Jesus et al., 2003b).

2.6.1 Acumulações maciças de óxidos

A sequência gabróica bandada (SGB) do CIB hospeda várias ocorrências deste tipo, salien-tando-se as que ocorrem na região de Odivelas (Tabela I, Fig. 1A). Nesta região, as áreas com maior concentração de minerais ferrimagnéticos definem fortes anomalias na carta de campo magnético vertical (e.g. Fonseca, 1999). Algumas destas anomalias correspondem a acumulações maciças de óxidos conhecidas desde as campanhas de prospecção e pesquisa conduzidas pelo SFM nos anos quarenta (Silva, 1945); outras denunciam a possibilidade de existirem mineralizações ocultas, inclusivamente sob cobertura sedimentar Cenozóica (Mateus et al., 2001b), hipótese também sustentada pela análise geoquímica de solos (Gon-çalves et al., 2001).

A sequência gabróica aflorante na região de Odivelas compreende duas Séries com pola-ridade normal, cujo contacto se desenvolve de forma gradual (Jesus, 2002; Jesus et al., 2005b, 2006b). O Grupo Inferior da primeira Série (ODV I) é constituído por leucogabros olivíni-cos no seio dos quais ocorrem níveis troctolítiolivíni-cos e cumulados máfiolivíni-cos variavelmente enri-quecidos em óxidos (Ti-magnetite e ilmenite), bem como acumulações maciças de óxidos de Fe-Ti-V. Estas acumulações, conhecidas desde 1944 (Silva, 1945), formam corpos irre-gulares que se dispõem subperpendicularmente ao bandado regional, apresentando uma constituição dominada por titanomaghemite vanadífera (agregados grosseiros equigranu-lares com textura poligonal) e ilmenite (poiquilítica), para além de maghemite acessória; a hematite e goethite, substituindo as espinelas ou preenchendo filonetes/fracturas tardias, abundam nos exemplares sujeitos a forte meteorização. De acordo com Jesus et al. (2003d, 2005b), a génese destas acumulações de óxidos terá ocorrido através de crescimento

adcu-mulus na base da Série ODV I em condições decrescentes de temperatura entre ≈1100ºC e

≈900ºC. A oxidação subsequente dos agregados maciços de óxidos em condições de não- -equilíbrio sob temperaturas inferiores a ≈600ºC, terá conduzido à formação preferencial de (titano-)maghemite relativamente a hematite ou martite; quantidades vestigiais de catiões como o Al (e eventualmente V) na espinela original, terão impedido a inversão estrutural deste óxido (não estequiométrico) para hematite, em relação à qual é meta-estável; os

con-teúdos globais em Ti e Fe2+ _{dos agregados maghemíticos, reflectem então o volume modal}

de ilmenite.

2.6.2 Mineralizações sulfuretadas

Conforme referido anteriormente, existem dois tipos fundamentais de mineralizações sul-furetadas na SGB (Tabela I, Fig. 1A; Jesus et al., 2003c, 2005a, 2006a, 2007a): 1) agrega-dos maciços intercumulus, mais precoces e representadas no sector de Beringel-Ferreira do Alentejo pelas ocorrências de Serrabritas e Figueirinha; e 2) redes anastomosadas de pirro-tite maciça com calcopirite subordinada, representada pela ocorrência de Castelo Ventoso (N de Ferreira do Alentejo). Em Serrabritas, o intercumulus de sulfuretos desenvolve-se em rochas noríticas, sendo frequentemente capeado por coroas espessas de ortopiroxena; a variabilidade composicional das duas piroxenas coexistentes denuncia condições de tem-peratura em torno dos 857 ± 33ºC (Jesus et al., 2005b). Os sulfuretos coexistem localmente com magnetite; a pirrotite é grosseira, revelando lamelas e chamas de pentlandite, para além de exsoluções menores de calcopirite. Observa-se escassa pentlandite subeuédrica, coexistindo com agregados finos de pirrotite, bem como franjas milimétricas descontínuas de calcopirite em torno de pirrotite sem exsoluções evidentes; nesta ocorrência, a pirite é rara e claramente limitada a um estádio deposicional tardio. Em Figueirinha, os sulfuretos associam-se a rochas piroxeníticas com rara plagioclase e a sua maior abundância relativa é imputável ao coalescimento progressivo de blebs matriciais; observa-se, com frequência, o desenvolvimento de blebs de pirrotite (com exsoluções de pentlandite e de calcopirite) como inclusões no seio da clinopiroxena, sendo ainda notória a coexistência das blebs com magne-tite e ilmenite; as características minerais/texturais indiciam um estádio tardio de cristaliza-ção (e re-equílibrio sub-solidus ≈620 ºC) sob condições a(O₂) próximas às do tampão QFM (Jesus et al., 2005b). A mineralização é constituída por pirrotite, pentlandite, calcopirite, pirite e minerais do grupo da linnaeite. A pirrotite inicial pode coexistir com magnetite e ilmenite, embora geralmente seja posterior aos óxidos. Os principais agregados de pirrotite mostram abundantes lamelas e chamas de pentlandite, coexistindo com exsoluções meno-res de calcopirite. Os minerais do grupo da linnaeite selam, tipicamente, filonetes zonados intra- e intergranulares, traduzindo a alteração de pirrotite fina pré-existente. A pirite está presente como: (1) grãos subeuédricos nas massas de pirrotite, desenvolvendo relações tex-turais sugestivas de equilíbrio de fase; e (2) preenchimentos de fracturas tardias. Em geral, a calcopirite preenche micro-fracturas e substitui sulfuretos pré-existentes. De acordo com Jesus et al. (2006a), os magmas que fraccionaram as fácies gabróicas relacionadas com estas mineralizações têm potencial para segregar líquidos sulfuretados com [Ni] ≈ 5 wt%; mas a possibilidade de gerar líquidos niquelíferos (máx. ≈12 wt% em 100% de sulfuretos) durante

os estádios iniciais da evolução da SGB é alta, valorizando o potencial da faixa gabróica sob cobertura Cenozóica.

As mineralizações de Castelo Ventoso formam redes anastomosadas que se encontram no seio de halos metassomáticos caracterizados por forte hidratação e modificação compo-sicional dos gabros, na sua essência materializada por deposição de vários tipos de anfíbola e clorite magnesiana (Mateus et al., 2001a; Jesus, 2002). O desenvolvimento destes halos de alteração correlaciona-se com a instalação de diques pegmatóides com extensão e espes-sura variável, predominantemente constituídos por horneblenda e albite; a datação U/Pb em zircões destes diques forneceu uma idade de 342 ± 9 Ma e a sua paragénese caracterís-tica denota temperaturas de (re-)equilíbrio variáveis entre os ≈680ºC e os ≈500ºC (Jesus et

al., 2007b). Não muito longe do domínio mineralizado, aflora uma sucessão gabróica bem

bandada com disseminações de sulfuretos cujas condições de cristalização rondam os 1154 ± 37ºC e 4 ± 1.5 kbar (Jesus et al., 2005b). Em Castelo Ventoso, os agregados maciços e grosseiros de sulfuretos ocorrem sob a forma de bolsadas de dimensão variável, controlados por um sistema anastomosado de veios. A paragénese sulfuretada corresponde a agrega-dos de pirrotite monoclínica (politipo 4M) que, durante o arrefecimento e reequilíbrio a temperaturas inferiores a 600ºC, exsolveu pequenas quantidades de pentlandite. A magne-tite encontra-se preservada como inclusões em domínios periféricos das massas de pirro-tite e o desenvolvimento inicial de calcopirite aparenta resultar da substituição incompleta de pirrotite sujeita a forte (micro)fracturação. A deposição tardia de calcopirite ocorre ao longo de fracturas inter- e transgranulares. A distribuição de pirite é também heterogé-nea: as primeiras gerações desenvolvem texturas de equilíbrio com os domínios periféricos dos agregados de pirrotite; a geração de maior importância é constituída por grãos idio-mórficos zonados, preenchendo fracturas tardias. Ocorrem ainda agregados reticulares de mackinawite como resultado de processos de exsolução a partir da calcopirite e pirrotite sob T < 200ºC. O processo de precipitação de sulfuretos e instabilização da paragénese primária associada, é interpretado como o resultado da introdução de fluidos modificados, facilitada pelo aumento da permeabilidade (por incremento da fracturação) com alguma contribui-ção magmática residual, que terá promovido a ocorrência de fenómenos de imiscibilidade do enxofre presente no líquido.

Alguns dos parâmetros críticos condicionantes das etapas iniciais de deposição dos sul-furetos no seio da SGB do Complexo Ígneo de Beja foram deduzidos por Jesus et al. (2007a). Os dados isotópicos (d34_{S e Pb-Pb; Jesus et al., 2007a) permitiram também concluir que os}

dois principais tipos de mineralizações sulfuretadas na SGB reflectem diferentes estádios evolutivos de um processo mineralizante síncrono do desenvolvimento da sequência gra-bróica. Assim: (1) os estádios precoces, envolvendo S e metais de origem mantélica, resul-taram da segregação de líquidos ricos em S e Ni a ≈700ºC e 4 kbar; (2) um estado de sulfi-dização relativamente elevada foi atingido subsequentemente, sendo o conteúdo metalífero

determinado por fontes mantélicas heterogéneas e/ou diferentes graus de contaminação do magma pela crusta inferior; entre ≈670ºC e ≈500ºC, o percurso mineralizante progrediu sob

a(S₂) próxima do equilíbrio pirrotite-pirite; (3) os estádios tardios foram fortemente con-dicionados por contaminação crustal e a deposição de sulfuretos regulada pela mistura de líquidos pobres em Ni, mas enriquecidos em S e Cu ± Co, com fluidos aquosos; um estado de sulfidização relativamente elevado foi novamente atingido, evoluindo a a(S₂) em torno do equilíbrio pirrotite-pirite a temperaturas entre ≈630ºC e ≈450ºC.

2.6.3. Sistemas epitermais

Mineralizações epitermais relacionadas com os incrementos tardios da evolução do CIB (Tabela I, Fig. 1A) têm sido identificadas em diversos locais, salientando-se as ocorrências de Corte Pereiro, Caeirinha e Alcaçovas (e.g. Oliveira, 1986; Relvas, 1987; Massano, 1988; Mateus et al., 1998b; Oliveira et al., 2006). Estes sistemas mineralizantes caracterizam-se pela sobreposição de diversos estádios de fracturação e actividade hidrotermal, capazes de produzir anomalias geoquímicas significativas em Ag e Au e, em casos excepcionais, tam-bém de Bi, Cu, Pb e Zn. Tal é consistente com o facto das mineralizações sulfuretadas espa-cialmente associadas a rochas dioríticas ocorrerem, por norma, ao longo de, ou adjacente-mente a, contactos com corpos intrusivos tardios (porfiríticos e siliciosos), sugerindo que a actividade hidrotermal mineralizante é posterior à diferenciação diorítica no CIB.

2.6.4. Skarns

A mineralização de Corujeiras (NE de Beja; Tabela I, Fig. 1A) consiste num pequeno skarn de Fe(-Mg) que se desenvolve ao longo do contacto entre rochas quartzo-monzoníticas do CIB e mármores atribuídos ao Neoproterozóico (Carvalho e Oliveira, 1992). De acordo com Jesus et al. (2003a), o estádio prógrado de metassomatismo quasi-isoquímico é responsável pela formação de olivina ± espinela no endoskarn sob T ≈550 ºC em conjunto com a for-mação de corneanas diopsídicas (ricas em espinela) no exoskarn. O início da mineraliza-ção magnetítica correlaciona-se com o estádio prógrado tardio (≤ 420ºC e XCO2 ≤ 0,05), quando fluidos quimicamente reactivos e ricos em Fe são introduzidos no endoskarn, con-duzindo ao desenvolvimento de minerais do grupo da serpentina ± clorite ± vesuvianite ± clinozoisite/epídoto. Os estádios retrógados tardios são responsáveis pela formação exten-siva de flogopite ± clorite e de alguma tremolite ± cumingtonite ± talco no exoskarn, bem como pela hidratação da olivina no endoskarn; evidências para disseminação de sulfuretos (pirrotite ± calcopirite ± pirite ± esfalerite), maioritariamente no endoskarn, são correlativas

deste patamar evolutivo. Os estádios de decaimento hidrotermal no sistema são registados por preenchimentos carbonatados controlados por fracturas e hidrólise intensa dos feldspa-tos nas rochas ígneas.

2.6.5 Mineralizações de Sb-Cu(-As-Au?)

A mineralização de Ventosa (Beja; Tabela I, Fig. 1A) é controlada por um dispositivo estru-tural complexo, envolvendo zonas de cisalhamento sinistrógiro WNW-ESE com forte pen-dor para SW e uma zona de falha tardia subvertical N-S. Os filões desenvolvem-se no seio de anfibolitos incluídos na Série Negra (Neoproterozóico) que apresentam silicificação intensa e contêm abundante pirite disseminada (muito embora antigos relatórios de actividade mineira registem que as estruturas filonianas se estendiam para Oeste, sendo hospedadas em rochas gabróicas do CIB). De acordo com Mateus et al. (1998b) e Mateus e Figueiras (2005), os preenchimentos filonianos de quartzo + carbonato (siderite/dolomite ferrífera/ /calcite) ± clorite são polifásicos e contêm agregados de sulfuretos e sulfossais (distribuídos aleatoriamente) cuja deposição se desenrola, preponderantemente, ao longo de dois estádios principais (separados por eventos maiores de fracturação). A paragénese essencial consiste na associação de tetraedrite + calcopirite + pirite + antimonite ± bertierite, complementada por quantidades menores de calcopirite, marcassite, gudmundite, famatinite, aurostibite, calcostibite, calcocite e covelite. Óxidos de Sb e de Fe-Sb, kermesite e hematite/goethite, representam os principais produtos de meteorização. Considerando o quadro paragenético e as condições de estabilidade termoquímica obtidas para as associações mineralógicas que documentam os dois episódios mineralizantes principais (Mateus e Figueiras, 2005), infere--se um percurso evolutivo em arrefecimento, T ≈ 330ºC a 250ºC, e/ou sujeito a variações apreciáveis de a(S₂) [10-9±1 _{– 10}-13_{] e a(O}

2) [10-31±0,5 – 10-38], a pH entre 4,5 e 5,5. A geoquímica

isotópica do chumbo em concentrados de antimonite (Mateus et al., 2006) revelou m ≈ 9,6 e w ≈ 36, indicando a incorporação de Pb oriundo de fontes com valores U/Pb inferiores aos da composição média da crusta regional Varisca.

2.7. Faixa de Ferreira do Alentejo-Mombeja-Beja

Esta faixa coincide com o Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches (COBA), o qual marca a sutura Varisca do SW Ibérico (e.g. Munhá et al., 1986, 1989; Quesada et al., 1994; Fon-seca et al., 1999; Figueiras et al., 2002; Ribeiro et al., 2007). A caracterização das principais unidades de rochas ultramáficas e máficas que integram as secções basal e intermédia do COBA sugere que estas podem enquadrar, respectivamente, mineralizações sulfuretadas de

Ni-(Co-EGPt) e de óxidos titano-vanadíferos; a presença de cromititos bandados no domí-nio ultramáfico do COBA preservado entre Ferreira do Alentejo e Mombeja pode também ser inferida à luz dos dados disponíveis (Tabela I, Fig. 1A; Mateus et al., 1998b, c; Mateus e Figueiras, 1999a, b; Waerenborgh et al., 2002a, b).

A alteração hidrotermal manifestada pelas rochas do COBA adjacentes às zonas de cisa-lhamento WNW-ESE conduz, geralmente, ao desenvolvimento de agregados anquerítico- -dolomíticos, silicificados e enriquecidos em clorite e serpentina, contendo quantidades variáveis de sulfuretos disseminados (Mateus et al., 1999d). A inexistência de registo mine-ralógico compatível com a acção de metassomatismo potássico impede a sua classificação como listwänitos (i.e. rochas metassomáticas vulgarmente associadas a depósitos auríferos filonianos em sequências ofiolíticas); tal reduz significativamente o potencial metalogené-tico destes corredores estruturais polifásicos enquanto metalotectos de mineralizações em metais preciosos, muito embora sejam dignas de menção as ocorrências de Cu na área de Mombeja.

2.7.1 Mineralizações de Cr

A espinela cromífera é uma fase acessória importante em todos os peridotitos e troctoli-tos do COBA, para os quais o conteúdo médio em Cr pode atingir 3620 ppm. Nos anos setenta, o SFM intersectou por sondagem vários níveis cromitíticos (embora finos) em peri-dotitos intensamente serpentinizados da unidade ultramáfica localizada entre Ferreira do Alentejo e Mombeja. Independentemente do modo de ocorrência, as espinelas de Cr mos-tram, usualmente, orlas de reacção caracterizadas por #Fe>0,65 (Mateus e Figueiras, 1999b; Waerenborgh et al., 2002a). Descartando os desvios de composição devidos a reajustamen-tos químicos síncronos da serpentinização, verifica-se que a variabilidade composicional manifestada pelas espinelas é relativamente pequena, particularmente quando se considera o conjunto de análises disponível para os harzburgitos (0.35≤#Cr≤0.45 e 0.40≤#Fe≤0.50). É também digno de menção o facto de todas as análises se distribuirem pelo campo com-posicional correspondente a espinelas contidas nas mais diversas litologias constituintes da crusta oceânica (exceptuando os piroxenitos). A assinatura química das espinelas cromífe-ras inclusas nas rochas do COBA documenta, assim: 1) a evolução composicional do líquido magmático durante a sua formação; e 2) o ajustamento resultante dos processos de reequilí-brio subsolidus, a T ≈ 900 – 800 ºC e sob condições relativamente oxidantes que, conduzindo ao incremento dos valores de Fe3+ _{e #Fe, deverão ter sido atingidas nos estádios iniciais da}

recristalização anisótropa correlativa da obducção a quente da sequência ofiolítica (Mateus e Figueiras, 1999b).

2.7.2 Disseminações de sulfuretos de Ni-Cu(-Co)

A disseminação de sulfuretos (pirite-pentlandite, na maior parte dos casos) em peridotitos do COBA é comum (Mateus et al., 1998b, c). Nestas rochas, os conteúdos médios em Ni e Co cifram-se em 1440 e 113 ppm; as concentrações em enxofre variam entre 330 e 1550 ppm; e a razão Ni/Cu encontra-se limitada pelos valores 20 e 242. De acordo com Mateus e Figueiras (1999c), as concentrações em EGPt são, em geral, bastante baixas e não existem evidências para que a serpentinização possa ter desempenhado papel importante na possí-vel redistribuição dos conteúdos primários em EGPt; os padrões normalizados de concen-tração em EGPt, revelando fraccionação positiva, podem ainda servir como guias adicionais de prospecção para mineralizações de Cu-Ni.

As rochas gabróicas do COBA apresentam quantidades acessórias de sulfuretos que geral-mente ocorrem sob a forma de disseminações microscópicas composicionalgeral-mente domina-das pela associação pirrotite + pirite ± calcopirite. Em rochas de natureza troctolítica, como as que se encontram na área de Palmeira, a SW de Serpa (Mateus et al., 1998a), os sulfuretos são bastante mais abundantes e, por norma, formam agregados relativamente ricos em pen-tlandite e pirrotite. A predominância de sulfuretos de ferro-níquel relativamente aos cuprí-feros, bem como a presença de texturas lamelares entre a pirrotite e a pentlandite, para além do reconhecimento de exsoluções características e de composições químicas relativamente constantes, constituem fortes argumentos favoráveis à formação de sulfuretos a partir da diferenciação de um líquido monosulfuretado sob condições de temperatura variáveis entre ≈ 650-600ºC.

2.7.3 Disseminações de sulfuretos em precipitados hidrotermais

Os fluxos hidrotermais repetidamente focalizados ao longo dos vários corredores de cisalhamento WNW-ESE conduziram ao desenvolvimento de preenchimentos carbona-tado-siliciosos polifásicos e de halos de alteração proeminente nas rochas máficas/ultra-máficas adjacentes (Mateus et al., 1999d). Os precipitados hidrotermais revelam quantida-des variáveis de sulfuretos disseminados (principalmente pirite ± calcopirite ± esfalerite) ou dos produtos resultantes da sua meteorização, para além de diversas gerações de car-bonatos composicionalmente distintas; com poucas excepções, os conteúdos globais em metais base são baixos (< 500 ppm, em média). Note-se, contudo, que a única evidên-cia concreta de exploração mineira no COBA corresponde a trabalhos incipientemente desenvolvidos em preenchimentos hidrotermais deste tipo a Oeste da vila de Mombeja, para os quais se obteve concentrações em Cu e Zn ≤ 1.5% e 1200 ppm, respectivamente (Mateus et al., 1998b, c).

3. Idade e génese dos principais sistemas mineralizantes

Face ao exposto na secção anterior, afigura-se plausível agrupar os vários tipos de minera-lização em conjuntos que partilham a idade e processo de formação, devendo a sua locali-zação a uma série de circunstâncias geodinâmicas, sem prejuízo do registo de modificações distintas experimentadas tardiamente.

As mineralizações de sulfuretos maciços localizadas ao longo da zona de cisalhamento Tomar-Córdoba correspondem aos sistemas mineralizantes mais antigos do segmento português da ZOM. A sua idade absoluta é desconhecida, muito embora a deformação e recristalização evidenciada pelos minérios e rochas que os hospedam apontem para o Neo-proterozóico. Aceitando esta inferência temporal, a génese das mineralizações de Tinoca e Azeiteiros deverá relacionar-se com processos exalativo-hidrotermais vulcanogénicos que se desenvolveram durante o ciclo Cadomiano (800? – 560 Ma), nomeadamente no decurso dos estádios que determinaram a expansão de uma bacia pós-arco preenchida por diferen-tes sequências vulcânicas e sedimentares, parte das quais integrando a sutura cadomiana retrabalhada durante o ciclo Varisco (Ribeiro, 2006; Ribeiro et al., 2007). Processos equiva-lentes, embora actuando a diferentes escalas de espaço, poderão ainda ter concorrido para o estabelecimento do fundo geoquímico elevado em alguns metais (nomeadamente Au e As) apresentado por vários horizontes sedimentares (e vulcanoclásticos) do Neoproterozóico que, durante a orogénese Varisca, são passíveis de remobilização.

A evolução geodinâmica operada na transição Proterozóico – Câmbrico (ca. 560-540 Ma) revela-se, contudo, fundamental à progressão de vários processos geológicos que irão condicionar o desenvolvimento de um período metalogenético de grande importância durante o Paleozóico Inferior. Efectivamente, o início do adelgaçamento litosférico que marca o começo do ciclo Varisco, atingindo expressão máxima na transição Câmbrico – Ordovícico (ca. 500-470 Ma), gera condições adequadas ao desenvolvimento de diversas bacias sedimentares que, sujeitas a regime térmico elevado, são também palco de intensa actividade magmática (e.g. Ribeiro, 2006; Ribeiro et al., 2007 e referências aí citadas). Este ambiente tectónico propicia a formação dos principais sistemas mineralizantes da faixa de Montemor-o-Novo – Ficalho que, não obstante o metamorfismo e deformação Varisca a que foram sujeitos, preservam vários aspectos distintivos, possivelmente herdados de características originais. De facto, a compilação dos dados disponíveis permite verificar que: 1) em Monges, a magnetite predomina sobre a pirite e pirrotite, embora a quantidade relativa de sulfuretos seja importante em certos domínios da mineralização primária; 2) em Algares, a magnetite só é significativa nos domínios periféricos da mineralização maciça de pirite, denunciando uma oxidação incipiente e relativamente tardia do sistema; 3) em todas as mineralizações sulfuretadas, a esfalerite e a galena são mais abundantes que a pirrotite, mas somente formam lentículas maciças em Enfermarias; 4) a pirite predomina largamente