Segregação e blastese anómala em sequências metamórficas da região de Arga de Baixo, Caminha

Cristiana Micaela Carvalho Oliveira Julho 2021 Segregação e blastese anómala em sequências metamórficas da região de Arga de Baixo, Caminha Cristiana Micaela Carvalho Oliveira Segregação e blastese anómala em sequências metamórficas da região de Arga de Baixo, Caminha Dissertação de Mestrado Geociências - Valorização de recursos geológicos Trabalho efetuado sob a orientação do Professor Doutor Carlos Augusto Alves Leal Gomes junho de 2021 i DIREITOS DE AUTOR E CONDIÇÕES DE UTILIZAÇÃO DO TRABALHO POR TERCEIROS Este é um trabalho académico que pode ser utilizado por terceiros desde que respeitadas as regras e boas práticas internacionalmente aceites, no que concerne aos direitos de autor e direitos conexos. Assim, o presente trabalho pode ser utilizado nos termos previstos na licença abaixo indicada. Caso o utilizador necessite de permissão para poder fazer um uso do trabalho em condições não previstas no licenciamento indicado, deverá contactar o autor, através do RepositóriUM da Universidade do Minho. Atribuição-NãoComercial-SemDerivações CC BY-NC-ND https://creativecommons.org/licenses/by-nc-nd/4.0/ ii Agradecimentos Primeiramente estou muito grata ao Professor Doutor C. Leal Gomes pela sugestão deste tema, por tudo o apoio dado, e pela transmissão da sua paixão pela geologia, que durante as aulas me cativaram e fizeram o interesse pela área crescer. Agradeço de uma forma geral a todos os professores de geologia que marcaram o meu percurso acadêmico através da transmissão do interesse pela geologia, que me cativaram pela forma que lecionavam. Agradeço ao Sr. Saul por toda a paciência e trabalho de laboratório. Agradeço à Dona Elisabete por toda a ajuda prestada no laboratório e pela boa disposição transmitida. À minha mãe e avôs o meu muito obrigado, pelo esforço efetuado para que conseguisse ter esta oportunidade, e por todo o apoio. À minha irmã Liliana, por estar sempre presente, pelo apoio, incentivo e força que sempre me transmitiu, e por acreditar em mim. Ao Gustavo por me acompanhar nesta etapa de vida, por me motivar e apoiar sempre, mesmo quando comecei a ver as circunstâncias negativamente, obrigada pelos momentos de descontração que me permitiram renovar energias para continuar. iii DECLARAÇÃO DE INTEGRIDADE Declaro ter atuado com integridade na elaboração do presente trabalho académico e confirmo que não recorri à prática de plágio nem a qualquer forma de utilização indevida ou falsificação de informações ou resultados em nenhuma das etapas conducente à sua elaboração. Mais declaro que conheço e que respeitei o Código de Conduta Ética da Universidade do Minho. iv Segregação e blastese anómala em sequências metamórficas da região de Arga de Baixo, Caminha RESUMO Na Serra d’Arga, ocorre uma grande diversidade de rochas metamórficas com natureza protolítica distinta, desde metavulcanitos bimodais a metafelsófiros, litologias com componente exalativa, fáceis pelíticas a psamiticas metamorfizadas e ainda níveis calcossilicatados resultantes de metassomatismo acídico sobre alguns dos tipos litológicos precedentes. (Dias, 2011) Observam -se afloramentos de litologias anómalas que podese afirmar constituírem produtos de blastese relacionada com poligénese primitiva, afloram rochas metamórficas – metassomáticas compreendidas num nível topográfico bem demarcado. Estas rochas são o principal objeto deste estudo, que podem ser resultantes de diferentes naturezas protolíticas mas também pode dever-se à multiplicidade de regimes e fenómenos de deformação associados a transporte tectónico e cisalhamento, acompanhados de surtos diferenciados de percolação de fluidos e metassomatismo polifásico. Esta natureza poligénica é ainda afetada pela geração de produtos de fusão parcial e segregação metamórfica. Neste estudo procura-se estabelecer uma correlação espacial bem delimitada destes segmentos que se incluem numa sobreposição de segmentos transportados tangencialmente que materializam um complexo de litologias em mantos com disposição subhorizontal. Estes são limitados por estruturas de carreamento, muitas das quais alojam aplito-pegmatitos e, em contexto mais regional, alojam mesmo alguns plutões graníticos. As áreas chave correspondem a diferentes microdomínios estruturais e litológicos em que persistem indícios paragenéticos e geométricos que foram herdados de hipotéticas transições estratigráficas localizadas nas fronteiras dos terrenos Silúricos, as quais, posteriormente foram retocadas pela tectónica e modificadas por metamorfismo e metassomatismo focado em cisalhamentos com cinemática tangencial (atribuída à 2ª fase varisca de deformação). Foi possível produzir uma sistemática de associações mineralógicas e/ou paragéneses tipomórficos que representam termos extremos da interação entre diferenciados de segregação e de emanação poligénica metamórficometassomático. Apesar do achatamento regional, que é considerado para a terceira fase da orogenia Varisca (Leal Gomes, 1995), em zonas resguardas dos terrenos envolventes do maciço granítico central da Serra de Arga e nas suas abas NE e SW - sectores dos antiformes adjacentes (Leal Gomes, 1995) - num nível topográfico comum, persistiram as diferentes assinaturas paragenéticas e texturais primitivas, afetadas pelo progresso metamórfico e pelo desequilíbrio metassomático. É possível limitar as áreas chave como uma interface estrutural subhorizontal com clara individualidade entre os 600 e 380 metros de altitude, que possuem diversidade litológica suficiente para serem considerados microdominios de carreamento exumadas e alterados de forma comum por fenómenos de metamorfismo, metassomatismo e transporte tangencial na 2ª fase Varisca. Palavras-ChaveLitologias anómalas, transporte tectónico tangencial, metamorfismo retrogrado v Segregation and anomalous blastesis in metamorphic sequences from the Arga de Baixo region, Caminha ABSTRACT In Serra d’Arga, there is a great diversity of metamorphic rocks with distinct protolithic nature, from bimodal metavulcanites to metafelsophores, lithologies with an exhalative component, pelitic to metamorphic psammitic phases and even calcoilicate levels resulting from acidic metasomatism on some of the preceding lithological types. (Dias, 2011) Are observed outbreaks of anomalous lithologies that can be said to be products of blastesis related to primitive polygenesis can be observed, outcropping metamorphic rocks – metasomatics included in a well-defined topographic level. These rocks are the main object of this study, they may result from different protolithic natures but may also be due to the multiplicity of deformation regimes and phenomena associated with tectonic transport and shear, accompanied by differentiated bursts of fluid percolation and polyphasic metasomatism. This polygenic nature is further affected by the generation of partial fusion products and metamorphic segregation. This study seeks to establish a well-delimited spatial correlation of these segments that are included in an overlap of tangentially transported segments that materialize a complex of lithologies in mantles with a subhorizontal arrangement. These are limited by hauling structures, many of which house aplitepegmatites and, in a more regional context, even house some granitic plutos. The key areas correspond to different structural and lithological microdomains in which paragenetic and geometric evidence persists that were inherited from hypothetical stratigraphic transitions located on the borders of the Siluric terrains, which were later retouched by tectonics and modified by metamorphism and metasomatism focused on shear with kinematics tangential (attributed to the 2nd varisca deformation phase). It was possible to produce a systematic of mineralogical associations and/or typomorphic paragenesis that represent extreme terms of the interaction between segregation differentiates and metamorphic-metasomatic polygenic emanation. Despite the regional flattening, which is considered for the third phase of the Variscan orogeny (Leal Gomes, 1995), in protected areas surrounding the central granite massif of Serra de Arga and its NE and SW flaps - adjacent antiform sectors (Leal Gomes, 1995) - at a common topographical level, different primitive paragenetic and textural signatures persisted, affected by metamorphic progress and metasomatic imbalance. It is possible to limit the key areas as a subhorizontal structural interface with clear individuality between 600 and 380 meters in altitude, which have sufficient lithological diversity to be considered exhumed carrier microdomains and commonly altered by phenomena of metamorphism, metasomatism and tangential transport in the 2nd stage Variscan. KeyWordAnomalous lithologies, tangential tectonic transport, retrograde metamorphism vi Índice DIREITOS DE AUTOR E CONDIÇÕES DE UTILIZAÇÃO DO TRABALHO POR TERCEIROS ............................................ i Agradecimentos ...................................................................................................................................................... ii DECLARAÇÃO DE INTEGRIDADE .............................................................................................................................iii RESUMO ................................................................................................................................................................ iv ABSTRACT .............................................................................................................................................................. v Lista de figuras ...................................................................................................................................................... vii Lista de Tabelas ..................................................................................................................................................... xi Lista de Abreviaturas e elementos químicos ........................................................................................................... xii 1Introdução ..................................................................................................................................................... 1 2Metodologia e planificação ............................................................................................................................. 1 3Enquadramento geológico.............................................................................................................................. 2 4Terrenos Silúricos na Serra d’Arga ............................................................................................................... 12 5Localização dos spots de interesse .................................................................................................................... 14 5.1Serro ........................................................................................................................................................ 14 5.2 – Arga de S.João ............................................................................................................................................ 18 5.3 – Alto da Ventosa ........................................................................................................................................... 19 5.5 - Cumieira ...................................................................................................................................................... 24 5.5.1 - Cumieira NW ........................................................................................................................................ 25 5.5.2 - Cumieira SE .......................................................................................................................................... 25 5.5.3 - Cumieira SW ......................................................................................................................................... 26 5.6 – Picoto do Carvalho e Portela do Picoto do Carvalho ..................................................................................... 27 6Petrologia .................................................................................................................................................... 31 7Seleção de fases e frações totais a serem submetidas a difração de RX ........................................................ 34 8 – Dedução de sistemas termodinâmicos descritos de tendências de evolução metamórfica metassomática ........ 41 9 – Tendências evolutivas metamórfico evolutivas metassomáticas ....................................................................... 43 10 – Discussão de resultados ............................................................................................................................... 46 11 – Considerações Finais .................................................................................................................................... 52 12 – Bibliografia ................................................................................................................................................... 54 1 1Introdução A região da Serra d’Arga integra o alinhamento de maciços montanhosos que se encontram paralelos à linha de costa da Região Norte de Portugal, constituindo do ponto de vista climatológico a “barreira de condensação do noroeste português” (Pereira et al. 2008) Possui uma elevada diversidade de depósitos minerais e mineralizações. Por este motivo existem vestígios do aproveitamento destes recursos desde o Paleolítico, (Alves e Leal Gomes, 2015). Ocorrem rochas metamórficas com natureza protolítica diversificada que incluem metavulcanitos bimodais a metafelsófiros, litologias com componente exalativa, fáceis pelíticas a psamiticas metamorfizadas e ainda níveis calcossilicatados resultantes de metassomatismo acídico sobre alguns dos tipos litológicos precedentes, (Dias, 2011). Além destas formações, observam-se afloramentos de litologias anómalas expressos em pequenos “spots”, mas com uma persistência de caracteres suficientemente constante para que se possa afirmar que constituem produtos de blastese sistemática relacionada com a poligénese primitiva. Na evolução epigenética, os níveis mineralizados e as formações encaixantes foram submetidos a metamorfismo e deformação. Desta evolução persistem evidências da atuação das fases D2 e D3 da orogenia Varisca, podendo relacionar-se com estas fases a remobilização metamórfico-metassomática das concentrações metalíferas associadas aos níveis anómalos da estratigrafia Silúrica. Este estudo tem como objetivo, a partir de ocorrências discrimináveis, produzir uma sistemática de associações mineralógicas e/ou paragéneses tipomórficas que representam termos extremos da interação entre diferenciados de segregação e de emanação poligénica metamórfico-metassomática. A área alvo está centrada na localidade de Arga de Baixo, em estudos de campo anteriores descritos em Dias (2011) e Leal Gomes (1994) revelou uma grande diversidade deste tipo de ocorrências. A discriminação com base estrutural, petrológica e mineralógica, permitirá estabelecer uma tipologia de litologias e associações extremas. Idealmente esta tipologia pode vir a ter aplicação em outros contextos de diversidade litoestratigráfica e cronostratigráfica em terrenos silúricos. Como último objetivo procura-se alguma forma de correlação espacial da disposição destas litologias, a qual conceptualmente, possa ser atribuída a um determinante estrutural composto de compartimentação, segmentação e deslocamento tangencial dos terrenos antes considerados como unificados na Unidade Minho Central de Pereira et al . (1989). 2Metodologia e planificação A investigação iniciou-se com um reconhecimento geológico detalhado com a escolha de locais que hipoteticamente poderiam corresponder a domínios diferenciados de mantos transportados por tectónica. Seletivamente naqueles locais foram colhidas amostras para a petrográfia de rochas e minérios em microscópio de luz transmitida e de luz refletida. Foi também usada a Difratometria de Raio-x para determinação de fases marcadoras de reciclagem e remobilização metamórfico-metassomático, especialmente, fosfatos, aluminossilicatos, sulfuretos e óxidos, obtidas por separação manual e purificadas recorrendo à observação em lupa binocular. Algumas superfícies polidas foram também observadas em microscópio eletrónico de varrimento sobretudo para esclarecer algumas relações paragenéticas peculiares (modo eletrões retrodifundidos, ER e dispersão de energia, DE). O conjunto de espécimes que revelou dados significativos corresponde a cerca vinte lâminas delgadas e polidas, vinte superfícies polidas e quarenta amostras de fases separadas sujeitas a difratometria de Raio-x. 2 Hipoteticamente, será possível constituir uma tipologia de termos paragenéticos extremos ou de referência para os re-equilíbrios metamórfico-metassomáticos e propor modelos que incluam a segmentação dos processos que conduzem ao aparecimento daqueles termos. Os trabalhos relativos à totalidade da dissertação organizam-se num cronograma com as seguintes etapas: IPesquisa bibliográfica e planeamento de trabalhos de campo especificamente dirigidos à deteção de spots de segregação e blastese anómala. IITrabalhos de campo e preparação de amostras; IIIPetrologia de minérios e microanálise de superfície; IVInterpretação dos dados; VRedação da monografia de síntese. Tabela 1Cronograma de planificação das distintas fases de elaboração da dissertação. 3Enquadramento geológico O núcleo da Serra d’Arga, figura 1, caracteriza-se pelo afloramento de um corpo granítico elíptico cujo maciço atinge os 700 - 800 metros de altitude. O topo do maciço é aplanado exibindo rocha nua e turfeiras. A existência de pequenas depressões internas semelhantes a alvéolos, assim como a drenagem centrípeta são entendidos como indícios geomorfológicos de nichos de nivação, periglaciares, da fase final do WÜrm (Pereira et al. 2008). Estas depressões ocorrem em áreas de contacto entre rochas graníticas e outras litologias. A sua presença no topo do maciço principal sugere que esse nível erosivo corresponde ao contraste apical do granito, (Amorim, 2017). FASES TEMPO (MESES) 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 FASE I X X FASE II X X X X FASE III X X FASE IV X X FASE V X X 3 Figura 1Carta geológica folha 1cCaminha à escala de 1: 50 000. Adaptada com localização no mapa de Portugal da zona em estudo (mancha acinzentada). Legenda da simbologia da cartografia. (Adaptado de Leal Gomes, 2008) O planalto culminante é envolvido por vertentes declivosas desenhadas pela tectónica que se desenvolvem entre os 700 e os 500 metros de altitude. O relevo suaviza-se aos 500-550 metros, próximo do nível de rechãs tectónicas onde se fixaram as principais populações, (Pereira et al. 2008). Este nível é 4 particularmente importante para este estudo pois corresponde-lhe um patamar tectónico de transporte tangencial onde se situam os principais afloramentos estudados, a N e E do maciço granítico. A região é delimitada a Oeste pelo carreamento basal de Vila Verde, designado também por carreamento de Orbacém e a Este pelo desligamento Vigo-Régua também designado por desligamento de Romarigães, (Amorim, 2017). Na vertente Norte da Serra observa-se a megaestrutura geológica Domo de Covas - mega dobra mergulhante formada nas fases D2 e D3 do Varisco com eixo maior WNWESSE (Leal Gomes, 2010) Esta megaestrutura antiforme D3 originado pelo dobramento da série Silúrica que, suportou uma intensa atividade extrativa dedicada ao tungsténio em rochas calcossilicatadas ricas em sulfuretos (Dias, 2011). Nesta formação estão inclusas rochas bandadas com mineralogia calco-silicatada semelhantes a “skarn”, plagioclasitos com almandinaespessartite e apatite assim como rochas cripto-cristalinas com quartzo e apatitegreen sílica rock – dos compartimentos mineralizados com tungsténio, (Souto, 2019). Segundo Souto, (2019) os 3 grupos de paragéneses presentes são: 1Calcite + biotite + matéria orgânica + pirite ± anortite; 2Calcite + clino-piroxena + feldspato potássico + esfena + <biotite> ± pirite ± Na; 3Calcite + clino-piroxena + vesuvianite ± pirite. As mineralizações de Sn, W, Au e Li no norte de Portugal ocorrem quase puramente controladas por estruturas regionais variscas e numa relação espacial íntima com granitos variscos, (Alves e Leal Gomes, 2015). Os principais níveis mineralizados estão associados à precipitação de sulfuretos e ocorrem com silicatos de Ca, Fe, Al e Mg, que podem assumir aspectos petrográficos similares a skarns “interestratificados” em metassedimentos, (Alves e Leal Gomes, 2015). Esta área, integra o domínio orogénico galaico-transmontano da Cadeia Varisca Ibérica, abrangendo terrenos considerados Parautoctónes. Segundo a folha 1 da carta geológica de Portugal à escala 1:200 000 (Pereira et al. 1989), todos estes terrenos são inseridos na Unidade do Minho Central e Ocidental Parautóctone do domínio orogénico galacio-transmontano, metassedimentares psamopelíticos com alguns níveis intercalares de extensão reduzida de skarns, vulcanitos, xistos negros, quartzitos cinzentos, xistos negros com intercalações de ampelitos e liditos. Admite-se que a deposição dos metassedimentos terá ocorrido em bacias com elevada subsidência, confinadas, com baixa oxigenação e de localização epi-continental. Os xistos negros são considerados típicos deste contexto de acordo com Pereira, (1987) e Dias (2011). Por datação do conteúdo fóssil e por ensaios de correlação, determinou-se que o ciclo primordial ter-se-á desenvolvido no Silúrico, (Leal Gomes e Dias, 2013). Dias (2011), atribui-lhes um cenário de rifting intra-continental acompanhado de manifestações vulcânicas e exalativas afetadas por metassomatismo alcalino que favorecem a génese de préconcentrações metalíferas de W, Au e Fe. Em Leal Gomes (1994) é realçada a diversidade litoestratigráfica presente nas faixas da UMC (Unidade Minho Central), reconheceram-se intercalados nos metassedimentos, níveis de quartzofilitos, liditos e xistos negros, turmalinitos, níveis lenticulares de rochas calcossilicatadas, anfibolitos, metaexalitos e intercalações de metavulcanitos máficos e ácidos. Estes níveis são considerados por Leal Gomes (1994) como “formações ou bancadas de referências” para a deformação dúctil e dúctil-frágil do Varisco no campo aplito-pegmatítico da Serra d’ Arga. Por serem reologicamente competentes são marcadoras de estruturas megaescalares regionais. A figura 2 contempla as principais estruturas de definição megaescalar, compartimenta e define os limites entre unidades autóctones e parautóctones, que correspondem a terrenos segmentados e deslocados na fase de deformação D2 Varisca. Naquela carta a interface autóctone/parautóctone é influenciado pelo carreamento de Orbacém. 5 Figura 2Divisão do Maciço Ibérico e das unidades tectonaestratigráficas separadas por acidentes com cinemática tangencial. Zona Asturo-Ocidental Leonesa (ZAOL); Zona Centro Ibérica (ZCI); Zona Galiza Tràs-osMontes (ZGTM). A vermelho o carreamento de Orbacém, a azul o desligamento Vigo-Régua, (Adaptado de Ribeiro et al. 2007) Os terrenos da Zona Galiza a Trás-os-Montes (ZGTM) são representadas por litologias e estruturas que são atribuídas a uma evolução desde o Pré-Câmbrico até ao Paleozoico Superior por processos de abertura e fecho oceânico na margem NW da Gondwana, (Dias, 2011). A ZGTM pode ser descrita como um complexo conjunto de escamas tectónicas formadas por litologias distintas, desde as unidades exóticas do alóctone superior, ao ofiolito do alóctone intermédio e aos metassedimentos e metavulcanitos quer do alóctone inferior, quer do parautóctone. No termino da evolução Varisca geraram-se estruturas de desligamento ou de cisalhamento transcorrente, que atingiram corpos mineralizados preexistentes sujeitos a reativação polifásica em sucessivos episódios deformacionais, (Dias, 2011). A ZGTM e a ZCI devem a sua disposição à orogenia Varisca devido a uma sucessão de três fases de deformação: D1, D2 e D3. A primeira fase gerou dobras com orientações e vergências distintas, consoante se trate de terrenos alóctones, parautoctónes ou autóctones, mas com uma orientação predominante NW-SE, com plano axial vertical no autóctone e vergentes no parautóctone. (Ribeiro, 1974) A fase D2 representada principalmente no alóctone e no parautóctone, decorre da fase D1 acentuando-se a vergência para SE, com formação de dobras deitadas de flanco inverso curto (Ribeiro, 1974). A fase D3 compreendeu todos os terrenos autóctones, parautóctones e alóctones de modo idêntico, originando dobramento largo de pequena amplitude, de plano axial vertical. A penetratividade da foliação associada ao dobramento D3 depende da tipologia e orientação das anisotropias e foliações anteriores. Simultaneamente com o dobramento da fase D3 desenvolveram-se zonas de cisalhamento dúctil, verticais, (Ribeiro, 1974). A ZGTM possui como principal característica - a sobreposição de unidades estruturais/mantos/escamas - separadas por carreamentos. Estas unidades possuem caracter alóctone e parautóctone apresentando cada uma delas individualidade estratigráfica, estrutura e/ou metamórfica, (Ribeiro et al., 1990). O Varisco é responsável por uma das principais orientações tectónicas mais importantes no Norte de Portugal (NW-SE) através da promoção de extensos fenómenos de granitização associados a metamorfismo de contacto, na fase final deste ciclo. Os materiais mais competentes foram alvo de uma 6 forte fracturação que originou uma intensa rede de falhas e fraturas, a orientação predominante nesta fase evolui no sentido NNE-SSW, (Pereira et al 2008). A orogenia alpina na região traduz-se no aparecimento de falhas com orientação NE-SW e pela reativação de falhas herdadas da orogenia Varisca resultando na deslocação de diversos blocos afetando e reorganizando a rede de drenagem. A zona Centroibérica da cadeia Hercínica na concepção de Lotze (1945) modificada por Julivert et al (1974), comporta na região do Minho, um grande número de plutonitos graníticos com cortejos filonianos associados mais ou menos densos, (Leal Gomes, 1994). As rochas graníticas aflorantes intusivas em terrenos de Zona de Galiza e Tràs-os-Montes deverão estar relacionadas com linhagens intrusivas cogenéticas do magmatismo da Zona Centro – Ibérica. Rochas tardi-tectónicos relativamente à 3º fase de deformação Varisca (D3) especialmente metamórfico - metassomáticos, separam-se segundo Dias (2011) pela sua afinidade com granitoides variscos: 1Maciços pós-tectónico - instalados no último episódio de intrusão magmática relevante, posterior à fase D3; 2Plutonitos sin a tardi tectónicos em relação à fase D3 - incluem granitos alóctones circunscritos e granitos subautóctones a autóctones 3Granitos sin-tectónicos em relação à fase D2; 4Ortognaisses precoces possivelmente Ordovícicos. Os maciços adjacentes à Serra d’Arga com maior influência sobre a estruturação dos terrenos e locais chave que são agora objeto de estudo são os seguintes: • Maciço granítico de Santo Ovídeo, granito de duas micas, grão médio ou médio a fino com tendência porfiróide, de composição silico-potássica, precoce em D3 com 330Ma; • O Maciço da Serra d’ Arga, granito de duas micas, grão médio a grosseiro, ligeira tendência porfiróide de composição silico-sódica, sin-D3 de idade 305 Ma. • Maciço de Covas, granito de duas micas, grão grosseiro, sin-D3, (Dias, 2011). O granito de Santo Ovídeo seria precursor dos filões cruzados do campo aplito-pegmatitico da Serra de Arga, (Leal Gomes, 1994). Os veios de segregação antecedem as colocações graníticas e os aplitopegmatiticos e são definidos pela fusão parcial e migração curta de fundentes pegmatoides junto de litologias protoliticas anómalas, (Dias, 2011). De acordo com a revisão da carta 1-C de Caminha, à escala de 1:50000, figura 1, reconhecemse unidades com espessura variáveis de quartzitos, quartzofilitos, liditos e xistos negros, turmalinitos, níveis lenticulares de rochas calcossilicatadas, anfibolitos, metaexalitos e intercalações de metavulcanitos máficos e ácidos. Esta heterogeneidade poligénica esta presente na maioria dos terrenos parautoctónes da ZGTM (Dias, 2011) representados na área de Caminha a Ponte de Lima, (Leal Gomes et al. 2008). Inicialmente as fáceis vulcanogénicas félsicas felsofíricas mais típicas, foram observadas na zona do Serro que se caracteriza pela presença de metavulcanitos félsicos com sulfuretos, prototufos félsicos, vulcanitos com desvitrificação e recristalização policíclica e metapelitos originados do metamorfismo de argilitos e siltitos primordiais, (Dias, 2011). Observam-se vulcanitos félsicos em diversas áreas da Serra e em particular na zona de Fulão. Esta zona apresenta litologias metavulcânicas argilizadas que ocorrem ao longo da Zona de Cisalhamento de ArgasCerquido. A origem destas rochas é atribuída à evolução hidrotermal e supergénica de prototufos félsicos e rochas felsofíricas primordias, estes leitos tufáceos alternam com argilitos negros, a alternância claro/escuro levou a serem consideradas fáceis zebradas. Os terrenos envolventes da Serra d’Arga são atravessados por filões aplito - pegmatíticos e filões quartzosos bastantes fraturados deformados em regime dúctil a dúctil-frágil. A sua orientação é condicionada pelo maciço da Serra d’Arga, (Oliveira, 2011). 7 Ocorrem enraizados no granito de Arga e em posição exograniticas, um elevado número de aplitopegmatitos diferenciados dos granitos de Arga e Santo Ovídeo, que constituem uma cintura pegmatítica com distribuição vasta ao nível da Zona Centro Ibérica que se inclui na província Pegmatítica Varisca referida em Leal Gomes, (1994). Este campo aplitopegmatítico é fundamentalmente sintectónico, com especialização LCTLi, Cs e Ta tipomórfica dos aplitos-pegmatitos mais evoluídos de Arga, a sua colocação esta associada ao desenvolvimento progressivo da fase D3. Considera-se que existe uma compartimentação estrutural, paragenética e uma zonalidade cartográfica, aproximadamente concêntrica, em relação ao plutonito granítico de Arga, (Dias, 2011). Em trabalhos anteriores realizados por Dias (2011) e Leal Gomes (1994) foram discriminados os corpos venulares da região: i. Veios ultra-aluminosos com andaluzite e corindocorpos com tendência hiperaluminosa com domínio da andaluzite relativamente ao quartzo, com minerais acessórios, corindo, diásporo, margarite, turmalina, ilmenite, ilmenorútilo, rútilo, cassiterite, xenótima, monazite e zircão. ii. Veios hiperluminosos andaluzíticosessencialmente quartzoandaluzíticas com paragénese essencialmente constituída por quartzo e andaluzite com micas brancas em proporções variáveis, com minerais acessórios ilmenite, ganite, fosfatos da série lazulite-scorzalite, apatite e alguns minerais tipomórficos do metamorfismo como a estaurolite e a cordierite, alguns veios podem apresentar silimanite em vez de andaluzite. iii. Veios hiperaluminosos com cordierite – discriminam-se 3 associações paragenéticas fundamentais : andaluzite + cordierite + moscovite + granada ; andaluzite + cordierite + moscovite ± andaluzite; todas as fáceis apresentam elevados conteúdos de moscovite primária e secundária resultante da transformação da andaluzite, a cordierite também sofreu transformações pseudomórfica para associações de moscovite + clorite + berilo; a abundância de cordierite e a presença de Nbtantalatos são características fundamentais destes veios; os minerais acessórios mais frequentes são crisoberilo, apatite e óxidos de Nb-Ta-Ti. iv. Veios de quartzo com micas de Beinclui quartzo e mica branca, o berilo ocorre em cristais de grandes dimensões com inclusões de ganite, quartzo, ilmenite, apatite e cosforite, alguns veios possuem crisoberilo em vez de berilo junto das principais concentrações micáceas dos enchimentos quartzosos. v. Veios quartzo-micáceos com cassiteritepegmatóides sobremicáceos com aspecto idêntico ao de micaxisto com moscovite, usualmente designados de “filões de micaxisto” a associação consiste em quartzo e mica branca com cassiterite abundante, minerais acessórios incluem berilo e alguns óxidos. vi. Veios hiperaluminosos sódicos “albititos venulares” – essencialmente constituídos por albite, com pequenas quantidades de quartzo e mica branca de composição bem definida e pouco variável, minerais acessórios típicos são feldspato potássico, mica branca, zircão, fosfatos de Li, Ca, Fe e Mn, cassiterite e Nbtantaltos podem ocorrer disseminados. vii. Veios hiperaluminosos sódico-potássicos com lazulite-scorzalite - veios tipo Fisga e Lousado com quartzo + moscovite + silimanite + feldspatos alcalinos, veios tipo Cabração e Cabanas ricos em feldspato alcalinos com quartzo + moscovite + andaluzite + silimanite e veios tipo Santa Cristina com albite + feldspato potássico + quartzo + moscovite; os minerais acessórios 8 mais típicos são os polimorfos de Al2SiO5 ( andaluzite e /ou silimanite) ganite, crisoberilo e fosfatos da serie lazulitescorzalite. A paragénese fosfática é diversa além dos acima referidos ocorrem fosfatos de Li e fosfatos secundários produtos da evolução da lazulite-scorzalite. Estes veios possuem uma afinidade genética com os aplito-pegmatiticos de geração de filões cruzadores, a composição mineralógica é muito semelhante e, localmente a implantação de filões cruzadores retoma por “telescoping” as caixas venulares anteriores que podem resultar de segregação metamórfica. viii. Veios hiperaluminosos sódico-potássicos litiníferos com estrutura interna zonadapegmatóides com domínio da albite, quartzo e mica branca, com minerais acessórios montebrasite e berilo, podem surgir ganites nas associações com berilo. As mineralizações metálicas típicas incluem a cassiterite e Nb-tantalatos, os veios apresentam zonalidade interna com albite + mica ± feldspato potássico no bordo e moscovite + quartzo, predominantes no núcleo, a montebrasite ocorre na zona intermédia e marca a transição entre duas associações principais. ix. Veios hiperaluminosos sódico-potássicos litiníferos com estrutura interna homogéneaSão essencialmente albíticos e estão tipicamente hospedados ou injectados em bancadas de quartzofilito, distingue-se petrograficamente mais do que uma geração de albite. Os minerais acessórios tipomórficos são a montebrasite, fosfatos do grupo da crandalite e minérios de Sn e Nb-Ta. Decorrentes de deformação em regime dúctil e dúctil frágil - frágil, observam-se estruturas descontinuas correspondentes a charneiras de dobras, domínios de clivagem e domínios de definição irregular, possivelmente devido à heterogeneidade da rocha hospedeira e ainda pelo aumento de pressão relacionado com o fluxo magmático, (Dias, 2011). A tectónica em regime frágil, tardi-Varisca, na fase D3 manifesta-se em desligamentos frágeis que afetam todas as unidades e estruturas posteriores. Verificam-se duas direções máximas de compressão inicialmente N-S e nas fases finais W-E. Definem-se corredores e zonas de cisalhamento significativas com a orientação NW-SE/ subvertical que foram alterados no decurso da transcorrência sinestrógira tardi-D3 que se iniciou em regime dúctil e se dissipou em dúctil-frágil. No entanto, muitos deles iniciaram-se mais precocemente e correspondem possivelmente a cavalgamentos D2 verticalizados e deformados em D3, (Leal Gomes, 1994). O corredor Picoto do CarvalhoFormigoso e Mãos-Ribeira da Fisga são cisalhamentos simples com componente horizontal esquerda de atitude N30º-40ºW. Possuem um enchimento argiloso com variação em alguns locais para enchimento quartzoso subgranulado. O corredor de Mãos – Ribeira da Fisga inclui um feixe de veios de quartzo tungstíferos subparalelos E-W/ subvertical, encaixado nos metassedimentos. (Dias, 2011) O tipo de deformação imposta deriva do comportamento reológico da rocha hospedeira no decorrer da instalação, da intensidade e orientação do campo de tensões no local da caixa e da densidade da porosidade e da rede filoniana. No caso de rochas encaixantes competentes a deformação opera-se em regime dúctil-frágil a frágil possivelmente por mecanismo de fracturação hidráulica (Bons, 2000). As estruturas obtidas em regime dúctil-frágil a frágil podem ser fraturas transcorrentes conjugadas do tipo “riedel” e transpressivas do tipo “pull-apart” que viabilizam volumes dilaticionais com tendências de enchimento centrífugas, correspondem a estruturas venulares essencialmente tabulares mais persistentes e continuas com maior regularidade das caixas, a construção dos dispositivos opera-se por dilatação simples e cisalhamento, (Dias, 2011). Em Dias, (2011) as estruturas de acolhimento estão sujeitas a diferentes regimes de deformações durante a instalação do material de preenchimento, postulando que a deformação é essencialmente 9 continua com elevada plasticidade origina disrompimentos, desmembramentos e reativação das estruturas existentes: • Tipos de estruturas encaixantes com competência elevada: estruturas porosas, estruturas de dilatação simples em regime frágil e estruturas de “riedel conjugado” em regime frágil com mecanismo de abertura transpressivo. • Tipos de estruturas encaixantes com competência intermédia: estruturas “pullapart” em regime dúctilfrágil com mecanismo de abertura transtensivo, estrutura “rabo de enguia” em regime dúctil frágil com mecanismo transpressivo, e estruturas brechóide em regime dúctil com mecanismo compressivo a transtensivo. • Tipos de estruturas encaixantes com competência baixa a intermédia: estruturas em “En-echellon” em regime dúctil-frágil com mecanismo transpressivo, e charneira de dobras em regime dúctil com mecanismo compressivo. O metamorfismo e a deformação na região são consequência de 4 fases. A primeira fase de deformação é atribuída a uma ausência temporal desde o Devónico até ao início do Carbónico. Ao nível da ZCI, a fase D1 é associável ao espessamento crustal por colisão da ZCI com a ZOM, as direções principais de dobramentos atribuídos a esta fase são NW-SE a sub-verticais em condições de metamorfismo tipo Barroviano, (Dias, 2011). A fase D2 sobrepõe-se aos aspetos estruturais anteriores, está associada a uma etapa evolutiva distensiva relacionada com um episódio de colapso gravítico que afetou a crosta espessada, (Dias, 2011). A terceira fase é responsável pelos dobramentos das estruturas de D1 e D2 com planos axiais orientados segundo NW-SE e NNW-SSE, criando zonas de cisalhamento subverticais de extensões métricas a quilométricas. As condições de metamorfismo são tipicamente retrógradas. Em níveis estruturais inferiores podem perdurar localmente temperaturas elevadas herdadas de D2 e impostas pela intrusão de granitos sintectónicos. Nos metassedimentos a superfície S2 apresenta biotite, moscovite e cordierite, a biotite segundo Coelho (1993) é possivelmente originada na interfase D2-D3. A paragénese típica de D2 consiste em biotite 1 + moscovite + 1 cordierite, no decurso da deformação D3 que transpõe as estruturas S2, o metamorfismo resulta na implantação e consolidação sincrónicas de D3, dos maciços granítico de Arga e Covas e plutonitos vizinhos, (Dias, 2011). As associações atribuídas a D3 são: moscovite2 + biotite3 + andaluzite 1 ± estaurolite ± granada e moscovite2 + biotite3 + cordierite + granada. Deduz-se que a anomalia térmica implicada pelo plutonismo sin a tardiVarisco induziu metamorfismo de Baixa pressão (P=4-4 Kbar) e temperaturas até 630ºC, (Dias, 2011). Pelas associações de minerais de metamorfismo nos metassedimentos, o pico térmico entre D2 e D3 poderia ser capaz de proporcionar condições de fusão parcial, acima dos limiares típicos das rochas metapelíticas. No entanto, pela temperatura deduzida para o metamorfismo do encaixante, no momento de colocação dos veios de segregação, interfase D2-D3 ser baixa, para explicar a fusão parcial é necessário envolver na equação os voláteis fluidificantes, (Dias, 2011). Admite-se que na 2ª fase de deformação Varisca a produção e migração de fundentes seria facilitada por regimes de descompressão e temperaturas elevadas constantes, provenientes do contexto distensivo. A produção de fundentes opera por fusão anidra da biotite é geradora de resíduos ricos em óxidos de Fe – Ti, granada e biotite. A migração deste leucossoma dá-se no início da fase D3 produzindo consequentemente magmas graníticos peraluminosos nos níveis estruturais superiores aproveitando a transcorrência associada à 3º fase de deformação. Na fase D3 verificam-se condições retrogradas de metamorfismo em face do arrefecimento crustal associado à exumação da Cadeia Varisca. 10 A área geográfica representada na figura 3, é o objeto deste estudo. Corresponde a uma zona aplanada de “rechãs” e planaltos, situados a meia encosta, entre o sopé e o planalto culminante da Serra de Arga. Do estudo geomorfológico percebe-se que esta zona representa o afloramento de um conjunto principal de estruturas e litologias cuja génese está intimamente relacionada com transporte tectónico tangencial no decurso de D2 Varisca. Figura 3Imagem de satélite dos principais locais chave em estudo e das principais litológias em estudo. Algumas litologias de referência ocorrem nos locais chave da figura 3 pela sua peculiaridade, incluem-se nas “bancadas de referências” de Leal Gomes (1994). Na maioria dos casos trata-se de metavulcanitos félscios, anfibolitos, turmalinitos, rochas calcosilicatadas, liditos e xistos negros e rochas de aparência gneissica, quartzo feldspáticas. Em termos gerais é-lhes atribuída uma afinidade e paralelismo segundo Pereira (1989) com as formações parautoctónes em bacias confinadas com baixa oxigenação epicontinentais, tipicamente caracterizadas pela presença de xistos negros e liditos. Pela análise distanciada do planalto das Argas existe uma relação altimétrica de proximidade entre os locais chave representada na figura 4, nomeadamente, Picoto de Carvalho, Cavalinho Cumieira, Fulão, Duas Pontes, Alto da Ventosa e o lineamento de ArgasCerquido, zona de cisalhamento polifásica, onde as formações quartzíticas e quartzofilíticas se apresentam brechificadas com cimento quartzoso mineralizado. 17 Figura 10 - Anfibolitos boudinado granatífero com zonamento e ligeira cinemática esquerda. Rocha de médio a alto grau de metamorfismo com bandado proveniente de metamorfismo regional de rochas máficas existentes, estas rochas de grão fino heterogéneas com transições de anfibola, plagióclase, quartzo e biotite com veios granatíferos Segundo Dias (2011) litologias anfibólicas usualmente com percentagens de plagióclase a dominarem as percentagens de quartzo, apresentam conteúdos de biotite e granada com texturas relíquias porfíricas e clásticas. Na figura 11, são apresentadas evidencias que colaboram com a hipótese de afinidade genética primordialsedimentar vulcânica félsica, calcossilicatada ou mista, assim como o potro-fenocristal de proto-sanidina, mineral de altas temperaturas e baixas pressões que ocorre tipicamente em rochas vulcânicas félsicas como é o caso dos riólitos. Surgem fáceis leucocratas albíticas com clastos e fenocristais numa matriz albítica ou argilitica, ocorrem sem padrão definido usualmente alongadas e achatadas. As alterações argilicas das paragéneses primárias pode ser associada a fase inicial de natureza hidrotermal, (Dias,2011). Figura 11Aspectos em macro escala de rochas félsicas e máficas com textura relíquia porfiricas e clásticas, vulcanoclasto de atividade primária vulcano sedimentar félsica, 18 Observa-se através dos logs de sondagens analisados em Dias (2011) uma ocorrência padronizada de fáceis psamíticas de natureza provável vulcanosedimentar com litotipos calcossilicatadosanfíbolas, epídoto e grossulárias nomeadamente, anfibolitos granatíferos e anfibolitos heterogéneos com texturas relíquia porfiroide a clástica, com contacto regional brusco, algumas das repetições observadas podem ser explicadas pela influência da tectónica tangencial. 5.2 – Arga de S.João Esta área situada a NW do alto da Ventosa. Está incluída na cartografia, folha 1-C, Caminha à escala 1:50 000, Leal Gomes (2008) nas unidades de Valença e/ou Vila Nune, domínio de mantos e dobras associadas ao antiforme de Covas – formações psamopeliticas poligénicas com intercalações de quartzitos, xistos negros, com nódulos negros de fosfatos, liditos e litologias psamiticas exóticas. A espécie safira azul observado pela primeira vez em 1963 por Quadrado e Matos Alves em associação com diásporo em veios ultraluminosos empobrecidos em sílica e alcalis, caracterizada pela ocorrência de turmalina em segregações laterais. Como consequência do enriquecimento extra em alumina e referido por Leal Gomes (1999) nos mesmo veios relacionados com mobilidade e fusão silicatada gerada por segregação metamórfica. Paragénese observada nesta área: andaluzite + moscovite + turmalina + corindo (safira azul). É evidente o enriquecimento local em alumínio com domínio de andaluzite beneficiada pela atuação da 2ª fase Varisca. Por interação magma-fluido-cristal, fluidos hidrotermais de alta pressão e temperatura ricos em alcalis promoveram a cristalização do corindo por metassomatismo juntamente com a dravite, turmalina rica em sódio (metal alcalino) à medida que a temperatura e a pressão diminuem dá-se o domino de metamorfismo retrogrado que torna o corindo instável e permite a formação de diásporo a partir da reação Al2O3 (Cor) + H2O = 2AlO (OH) (Dia) daí a sua forma em aureola ao redor do corindo. Em Dias (2011) a formação de corindo é explicada maioritariamente através da andaluzite em que And + 2K+ + H2O = 3 Cor + 2H+. Alguns serão originados diretamente de um magma, outros em mesoambientes fechados com tendência de reações magma-fluido-cristais que dão origem localmente a spots aluminosos que favorecem a sua cristalização. Deste modo, observam-se diversas gerações de corindo. Segundo AcostaVigile et al (2003) citado em Dias (2011) a dissolução de turmalina em magmas graníticos particularmente origina nucleação de corindo automórfico na proximidade de contactos e também se observa a nucleação de aluminosillicatos, hercinite, cordierite e sobrecrescimento de turmalinas residuais por cristalização direta do magma. Usualmente e como mostra a figura 12, o diásporo possui uma forma aureolar envolvendo os aglomerados e/ou cristais únicos de corindo sobretudo quando o corindo ocorre em associação com a andaluzite. Característica típica de cristais de corindo bem desenvolvidos, outra característica é o intercrescimento de mica que substitui parcialmente o corindo que depende da evolução das condições termodinâmicas e da aSiO2 , (Dias 2011). 19 Figura 12 - A - Intercrescimento de safira-azul com turmalinadravite, quadro de modos de contacto. B – Difratograma de Raios-X da turmalina confirmação de dravite. Na figura 13 observa-se um anfibolito granatífero zonado, onde as granadas ocorrem nas bordaduras das anfíbolas, intercrescimentos e nucleações centrípetas. Com a diminuição das condições PT, com o proto-anfibolito rico em sílica proveniente de metassedimentos do vulcanismo bimodal do Serro. Estão reunidas as condições para que com o aumento de FeO no sistema ocorra a cristalização de granadas com metamorfismo retrogrado das anfíbolas. Figura 13Imagem micro de nucleação de granadas a partir de anfíbolas provenientes do Serro e S. João de Arga. 5.3 – Alto da Ventosa O Alto da Ventosa representado na figura 14, zona integrante de Covas, atingiu uma temperatura de metamorfismo elevada ultrapassando o limiar de fusão parcial em protólitos metavulcanossedimentar atingindo as condições de migmatização. A sobreposição de mantos de carreamento, figura 14, e a A B 20 exumação de um nível mais baixo podem justificar o afloramento de litologias correspondentes a condições termodinâmicas típicas da segregação migmatítica. Figura 14 - Resultados de cartografia e análise estrutural detalhada da local chave, Alto da Ventosa: planta de levantamento e perfil vertical AB exposto a SSW. 1 - rochas metapsamopelíticas atribuídas ao Silúrico; 2 - terrenos com paragéneses de incremento de metamorfismo progressivo e metassomatismo (aumento do conteúdo de granada e biotite e turmalina scorlite); 3 - rochas psamíticas heterogéneas metamorfizadas e metassomatizadas; 4 - rochas migmatíticas com proliferação de veios quartzosos, quartzomicáceos com mineralização em Be, sekaninaite e clorite, quartzoturmalínicos e quartzoplagioclásicos com sekaninaite, domínios restíticos sobremicáceos com granada e turmalina e leitos de biotititos; 5 - domínios muito enriquecidos em turmalina, com turmalinitos singenéticos modificados e turmalinitos metassomáticos e veios pegmatóides sobremicáceos com turmalina ou berilo ou apatite; 6 - leitos de rochas metassomáticas granatíferas a fosfáticas, calcossilicatadas; 7 - mesodomínios com segregações venulares de apatitito com mica e turmalina; 8 - aplito-pegmatitos hiperaluminosos com clorite, e mais raramente, sekaninaite, berilo e fosfatos; 9 - trajectórias deduzidas da superfície metamórfica S1 (1ª fase Varisca) afectada por deformação D2 (2ª fase Varisca); 10 - direcção e inclinação de superfícies metamórficas de S2 (2ª fase Varisca) e planos de “kinking” e de crenulação (S3 - 3ª fase Varisca) bem como de planos axiais de dobras D3 (3ª fase Varisca); 11lineamentos de falha de baixo ângulo, observados ou interpretados, atribuídos a transporte tectónico tangencial em D2 - veiculam o mais forte metassomatismo e controlam a implantação da maioria dos aplito-pegmatitos; 12 - falhas com indícios de desligamento (movimento transcorrente) e deslocamento inverso de alto ângulo atribuído a D3 - D3 tardia e posterior (alguns destes últimos deslocamentos reactivam descontinuidades anteriores). O Domo de Covas é caracterizado pela abundância de sulfuretos e tungstatos disseminados em spots litológicos anómalos de idade silúrica. As remobilizações sobrepostas de origem metassomáticametamórfica influenciaram a distribuição espacial dos sulfuretos e de tungstatos e a reorganização das texturas. Observam-se evidências e assinaturas vulcanogénicas que sugerem o contributo significativo de um stock metalífero singenético, introduzindo no decurso da deposição das sequências vulcanosedimentares que na sua origem primordial tiveram atividade vulcanogénica exalativa de idade silúrica, (Souto, 2019). Com a mobilização de depressores liquidus, nomeadamente Boro de expressão abundante em turmalina, fósforo na forma pontual de apatites, ambos em valores anómalos de caracter protovulcânico e exalítico das rochas metamórficas presentes em veios metassomatizados. Na zona do Alto da Ventosa observa-se uma diversidade de litologias: 1Turmalinito micáceo com porfiroblastos grosseiros de turmalina, encaixante de segregações venulares quartzo-micáceos; 2Quartzofilito moscovito-biotitico bandado com turmalina; 3Filito turmalinitico com granada; 4Biotitito; 21 5Apatitito grosseiro com matriz micácea na periferia de venulações quartzo micáceas. A evolução metassomática é o factor principal na ocorrência de turmalina anómala em biotitogranatíferos e nucleação grosseira destas em fáceis moscovíticas com apatite anómala. A figura 15 representa a expressão de boro e fósforo em valores elevados ligado ao magmatismo alcalino, na 2º fase varisca perante a densidade da rede de mantos e dobras que desenham e formam a zona entre o carreamento de Orbacém e o desligamento de Vigo-Régua. É possível que a descompressão no final do transporte, tenha proporcionado baixas pressões que facilitaram a sua mobilização. Hipoteticamente um fluido/ magma saturado em P seria libertado da face alcalina produzindo um enriquecimento em apatite, (Leal Gomes; Dias, 2010). Estes constituintes usualmente concentrados em fluidos pós-pegmatóides são capazes de induzir desequilíbrios metassomáticos reacionais que, promovem a reformulação do conteúdo turmalínico promovendo o crescimento de turmalina porfiroblástica rica em F em sobrecrescimentos aureolares de turmalinas primárias alternantes com apatite, figura 15, que ilustra a reorganização e o aumento de apatite em reações tardias, (Dias, 2011). Figura 15 - Texturas de segregação venular com apatite (AP) e produtos de metassomatismo com turmalina profiroblástica evidenciam diferentes fases de cristalização sujeitas a transporte tectónico para NNE - macroimagens do Alto da Ventosa. TUR - turmalina, AP - apatite, Qz - quartzo, MO - moscovite, AB - albite. A evolução metassomática foi responsável pela formação anómala de turmalina nos melanossomas biotito-granatiferos, figura 16 e nucleação de turmalina grosseira em fáceis moscovíticas com apatite anómala, assim como o sequestro de Be e Cr em fluidos hidrotermais relacionados possivelmente com os veios e com a presença de berilo com características de esmeralda em afloramentos da sua encosta. Figura 16 - AImagem macro associação biotite + granada – veio biotitico granatífero. BAbundância dos leitos de turmalina grosseira. A B 22 O sequestro de Be e Cr em fluidos hidrotermais possivelmente relacionados com os veios expressase na forma de minerais de Berilo e Crisoberilo, figura 17 que ocorrem em veios hiperaluminosos micáceos. São tipomórficos de veios de quartzo com micas brancas berilíferas com cristais grosseiros automórficos em “combstructure”, deste modo o berilo é um indicador de estruturas pegmatíticas, (Dias, 2011). As ocorrências de crisoberilo são raras, ocorrem nesta zona associados a quartzo + micas em veios hiperaluminosos com cordierite e andaluzite. Figura 17 – Imagens macro da expressão do elemento Be no Alto da Ventosa na forma de berilo e crisoberilo. O berilo é um mineral relativamente frequente em sistema aplito-pegmatiticos, estes cristais dispersos de dimensões significativas sugerem uma cristalização em condições de sobressaturação aquosa ou na presença de algum fluido imiscibilizado, Leal Gomes, (1994). Dias (2011) sugere para a libertação de Be a partir das cristalizações pegmatóides, com constituição de auréolas metassomáticas que facultam a formação de berilo nos volumes encaixantes adicionado a elevados conteúdos de Cr já existentes localmente. Logo esta ocorrência de berilo com características de esmeralda seria metassomática. A identificação de agregados de cordierite que formam cristais dispersos com produtos de inversão de cordierites ferríferas primárias, figura 18, é considerada segundo Dias (2011) uma evidência do enriquecimento em Be na cordierite primordial em paragéneses venulares hiperaluminosas precoces. 23 Figura 18 - Modos de ocorrência de sekaninaite e berilo em segregações venulares quartzo-micáceas mais ou menos cataclasadas - macroimagens do Alto da Ventosa. Destacam-se berilos secundários em pseudomorfoses de cordierite, figura 19, em que a relação de alcalinos regista valores mais altos. O padrão composicional é comparável à fracionação pegmatítica primária estas observações sugerem que a precipitação mais tardia de berilo em massas de substituição de cordierite percursoras (que eram à partida enriquecidas em Be e Cs) tem eficácia no que respeita ao sequestro de Cs configurando reciprocamente tendências globais idênticas às que são próprias da fracionação pegmatítica primária. Figura 19 – Berilo secundário em pseudomorfose de cordierite, com deteção de berilo em DRx. Como a concentração de Be depende da existência de valores significativos no protolito a sua incorporação depende da termodinâmica dos processos de fusão, da ausência de minerais como cordierite e silimanite e da dominância de composições ricas em oligóclase em fáceis félsicas. A cordierite cristalizada posteriormente a partir de tais materiais é, possivelmente extra enriquecida em Be. Em que o Be substitui o Mg, ambos constituem um grupo espacial maior podem se substituir sem provocar uma mudança significativa na estrutura com a introdução de alcalis no sistema (Folinsbee, 1941). 24 5.4 – Cavalinho A área em estudo encontra-se a SW do cisalhamento Argas - Cerquido, adjacente ao maciço granítico de Arga cuja intrusão sinD3 provocou fenómenos metassomáticos nas rochas encaixantes. É a área mais a sul em estudo. Este cisalhamento corresponde a um cisalhamento polifásico em regime dúctil-frágil com formações quartzíticas e quartzo filiticas cortadas e brechificadas com um cimento quartzoso portador de mineralizações de Zn, Bi e Au, (Dias. 2011). Apresenta uma clara separação do domínio superior de leitos anfiboliticos e do dominio inferior de leitos turmaliniticos e filões de turmalinitos + ilmenite + cassiterite + sulfuretos. Estes filões terão origem em fluidos hidrotermais de alta pressão mineralizados e ricos em boro derivados do magmatismo alcalino. Através da análise da figura 20, observam-se duas laminas “exóticas” que sofreram transporte tangencial em regime dúctil, dá-se como um enrugamento e cavalgamento da lamina superior sob a inferior. A lamina de domínio anfibolítico preserva texturas S1, S2 e S3, passando por todas as fases de deformação, enquanto a lamina do domínio turmalinitico sofreu mais pressão e encurtamento durante o transporte e a S3 sobrepôs-se às anteriores superfícies de S2 e S1. As rupturas kink com raio de curvatura nulo e flancos retos sugerem trajetórias de rampa com deformação elevada e encurtamento da superfície transportadas. Figura 20 - Planta obtida da cartografia e análise estrutural detalhada no local chave, Cavalinho. 1granito de duas micas de grão médio com diferenciações pegmatóides; 2 - terrenos metavulcanossedimentares de idade Silúrica; 3 - zona de cisalhamento de Argas - Cerquido com mineralização principal de W e Zn, Bi e Au em paragéneses com sulfuretos (Leal Gomes, 1994) ; 4 - acidentes tectónicos de baixo ângulo com deslocamento tangencial a transcorrente; 5 - veios de quartzo com turmalina e/ou sulfuretos; 6 - leitos de rochas silicificadas e turmalinizadas, metassomáticas, incluindo protólitos vulcânicos félsicos e exalativos; 7 - turmalinitos metamórficos a metassomáticos mineralizados com ilmenite, cassiterite e sulfuretos; 8 - anfibolitos protovulcanogénicos máficos; 9 - superfícies metamórficas penetrativas representadas pela direcção e sentido de inclinação; 10 - trajectórias de foliações anteriores à 3ª fase Varisca de deformação; 11 - rupturas e trajectórias de “kinking” tardias. Domínos tectónicos: anf. - domínio tectónico superior com leitos anfibolíticos frequentes; tur. - domínio tectónico inferior com leitos turmaliníticos frequentes. S1, S2 e S3 - superfícies metamórficas Variscas de diferentes ordens. 5.5 - Cumieira Esta zona como o nome indica é uma cumeada dominada por metassedimentos heterogéneos com direção imposta pela tectónica regional da 3ª fase Varisca. Salienta-se a ocorrência de um nível fosfórico estratiforme gossanizado com encaixante turmalinitico, a competência da rocha permitiu-lhe conservar 25 evidências geométricas da deformação impostas pela 2ª fase Varisca, bem conservadas num corredor de cisalhamento, no qual se destaca a geométrica sigmoidais dos quartzitos as foliações e as dobras de arrasto, (Dias, 2011). 5.5.1 - Cumieira NW Na figura 21 é possível observar o que seria nesta zona a sobreposição dos carreamentos com 4 lâminas distintas que serão inferidas pelos números que aparecem na legenda da figura 21: 18 – Unidade com maior deformação, sofreu metassomatismo que promove a remobilização de sílica, turmalinização e sulfidização difusa da camada 19 com turmalina e micas de várias gerações; 17 - Unidade metapsamopelítica com indícios de hidrotermalização pervasiva e venulações siliciosas profundas; 16 – Unidade metapsamopelitica com fáceis micáceas decorrentes de metassomatismo; 15 – Terrenos apicais filíticos da sequência de empilhamento tectónico. Há alteração, remobilização por metassomatismo intenso progressivo no sentido SE-NW coerente com o avanço progressivo dos mantos carreados. Figura 21 - Resultados de cartografia e análise estrutural detalhada do local chave Cumieira NW. A - planta da disposição de litologias e estruturas: 1 - formações metapsamopelíticas atribuídas ao Silúrico; 2 - quartzitos com leitos de metaconglomerados e de metaquartzofilitos com moscovite cromiovanadífera com turmalina detrítica relíquia e feldspatos intersticiais; 3 - metagrauvaques muito silicificados com zircão detrítico e turmalina; 4 - turmalinitos compactos metamórfico-metassomáticos; 5 - níveis fosfáticos com paragéneses de remobilização; 6 - quartzitos com bioclastos fosfáticos; 7 - aplito-pegmatitos graníticos e pegmatóides cataclásticos implantados em cavalgamentos de D2 Varisca; 8 - atitude de superfície metamórfica S2, coplanar com S1 em domínios de clivagem; 9 - atitude de planos axiais de dobras e superfícies metamórficas atribuídas a D3, Varisca; 10 - superfície metamórfica S3 em domínios de clivagem espessos e em intercalações filíticas; 11 - lineação de intersecção, de estiramento e mineralógica de D2; 12 - lineação de intersecção e mineralógica de D3; 13 - cavalgamento; 14 - desligamento tardio. B - ilustração do empilhamento dos terrenos em lentes sobrepostas - transporte tectónico aparente para NNW: 15 - terrenos apicais filíticos da sequência de empilhamento tectónico; 16 - unidade metapsamopelítica com fácies micáceas decorrentes de metassomatismo; 17 - unidade metapsamopelítica hiperaluminosa com indícios de hidrotermalização pervasiva e venulações siliciosas profusas; 18 - unidade proximal da estrutura de cavalgamento de primeira ordem com metassomatismo extensivo (alteração filítica, remobilização de sílica, turmalinização e sulfidização difusa); 19 - quartzitos, quartzitos com feldspatos e filitos com turmalina e mica de várias gerações. 5.5.2 - Cumieira SE No sector SE representado pela figura 22, observam-se terrenos metavulcanossedimentares Silúricos com preservação de S1 e S2 e terrenos metassedimentares com deformação intensa em que S3 sobrepõe-se as fases anteriores. O cisalhamento teria aproveitado a zona de maior fragilidade na zona de “contacto” entre duas laminas transportadas. 26 Figura 22 - Resultados de cartografia e análise estrutural detalhada do local chave Cumieira SE. 1 - Cavalgamento; 2 - falhas inversas de baixo ângulo; 3 - desligamentos; 4 - superfícies metamórficas penetrativas; 5 - terrenos metassedimentares Silúricos; 6 - terterrenos metavulcanossedimentares Silúricos; 7 - turmalinitos heterogéneos com ocasionais sulfuretos e fosfatos disseminados; 8 - turmalinitos compactos; 9 - aplito-pegmatitos graníticos; 10 - rupturas de Riedel sintéctico tardi-D3 a D4, em turmalinitos, com mineralizações hidrotermais associadas; 11 - sentido de cisalhamento em corredor WNW-ESE. S1, S2 e S3 - superfícies metamórficas Variscas de diferentes ordens. 5.5.3 - Cumieira SW No sector SW, representado na figura 23, há uma estrutura relíquia – klippe – característico de cavalgamentos é uma porção de manto transportado que por erosão ficou “isolado” possuindo características chave dos estratos “exóticos” iniciais. Figura 23Resultados de cartografia e análise estrutural detalhada do local chave Cumieira SW - Planta e perfis interpretativos ortogonais e verticais. 33 Com a diminuição da pressão e temperatura em descompressão a cordierite metassomatica enriquecida em berílio é instável e sofre decaimento. Verificam-se dois sub-produtos secundários provenientes da cordierite primária, nomeadamente, berilo pós cordierite e filossicatos ricos em Be observados na figura 34. Figura 34 - Imagens em MOLT da ocorrência de berilo como subproduto de decaimento da sekaninaite (ou cordierite) (A) e como fase em equilíbrio primitiva (B) - microlithons e segregações claras do Alto da Ventosa. Decaimento da cordierite primária de origina uma mistura rica em Be de filossicatos pós-cordierite, portadores de berílio e berilo pós cordierite. Evidências cinemáticas em porfiroblastos de granada com cinemática esquerda, evidenciam o desequilíbrio termodinâmico em biotite foliada e biotite com inclusões representadas na figura 35. Esta foliação da biotite evidência o progresso da evolução das condições de metamorfismo decorrentes no carreamento, desta forma, a geração de biotite II e turmalina II ilustrados na figura 31 e 32 assim como a granada são resultantes não de metassomatismo mas sim de metamorfismo. Figura 35 - Imagem MOLT de granada em matriz micácea, com cinemática esquerda, evolução cinemática decorrente do transporte tectónico. - Área Picoto do Carvalho Na figura 36 observam-se clastos de cassiterite, mineral tipicamente associado a veios hidrotermais de alta temperatura que ocorrem usualmente próximo de rochas graníticas. Estes dois elementos Sn e Li podem ser uma expressão primária e pontual dos aplitopegmatitos com domínio cataclástico, evidência possivelmente uma zona de transição gradual para texturapegmatítica. 34 Figura 36Imagem microscopia de luz transmitida de clastos de cassiterite protoclasto de montebrasite, protoclasto de espodumena . Em condições de diminuição de PT a descompressão provocou desestabilização mineralógica. Zonamento com crescimento progressivo e inclusões de minerais de granada, figura 37 são evidências de uma evolução de condições P-T em diminuição. As relações de fase no tetraedro 2Al-Ca-2Fe3 + - (Fe + Mg) sugerem que a associação mineral sem anfibólio de Na em meta-basaltos ocorre apenas em condições relativamente oxidantes. Os fatores composicionais beneficiam o desenvolvimento no grau de anfibolito que incluem composições de minerais ricos em Fe, granadas (dravite) e plagióclases ricas em Ca e hornblenda pobre em Ti. Figura 377Granada rica em Ca, dravite, inclusa em anfibolito do Picoto do Carvalho 7Seleção de fases e frações totais a serem submetidas a difração de RX Na tabela 2 estão discriminadas as principais fases detetadas no estudo através da difração de Rx interpretadas e analisadas na tabela 3. 35 Tabela 2Discriminação mineralógica relevante submetidas a difratometria de RX 36 Tabela 2 - Discriminação mineralógica relevante submetidas a difratometria de RX (continuação) 37 Tabela 2 - Discriminação mineralógica relevante submetidas a difratometria de RX (continuação) 38 Tabela 2 - Discriminação mineralógica relevante submetidas a difratometria de RX (continuação) Tabela 3Interpretação e discriminação mineralógica relevante de difratometria de RX Minerais modo de depósito prevalência no modo de depósito método de identificação (variedade ou polítipo da ficha padrão) observações local de ocorrência paradigmática Wavelite Remobilização tardia +++ DRX Crustificação em quartzitos e quartzo de segregação Costa da Ventosa Turqueza Remobilização +++++ DRX Crustificação em quartzitos Costa da Ventosa Clinocloro Reequilibrio pós cordierite + DRX Contexto de migmatização incipiente Costa da Ventosa Berilo Reequilibrio pós cordierite ++ DRX Contexto de migmatização incipiente Costa da Ventosa Berilo Reequilibrio pós cordierite +++ DRX (variedade com Fe) Contexto de migmatização incipiente Costa da Ventosa Clinocloro Reequilibrio pós cordierite ++ DRX ( 1 MIIe-2) Contexto de migmatização incipiente Costa da Ventosa Fluorapatite Reequilibrio pós cordierite ++++ DRX Remobilização hidrotermal após migmatitização Costa da Ventosa Hidroxylapatite Reequilibrio pós cordierite ++ DRX Remobilização hidrotermal após migmatitização Costa da Ventosa Cr – Ba – Moscovite Remobilização / redeposição metamórficometassomática +++ DRX (JCPDS 46 – 1409) Quartzofilito venulado e hidrotermalizado Costa da Ventosa Vermiculite Redeposição metamórficometassomática +++ DRX (por vezes em interestratificados com vemiculite 1 Md) Quartzofilito venulado e hidrotermalizado em “microlithons” mais micáceos Costa da Ventosa Andesina Segregação venular e impregnação difusa em melanossomas muito micáceos +++ DRX Veios e massas de rocha quartzo – micácea com microlithons tipicamente lepidoblásticos Costa da Ventosa Albite Segregação venular e impregnação difusa em melanossomas mais quartzosos ++ DRX Veios e massas de rocha quartzo – micácea com microlithons tipicamente lepidoblásticos Costa da Ventosa Clinocloro Remobilização / redeposição metamórficometassomática + DRX (1 MIIb, Fe) Rocha filitica com blastos de clorite pseudomórfica Costa da Ventosa 39 Tabela 4Interpretação e discriminação mineralógica relevante de difratometria de RX (continuação) Cr – Ba – moscovite Redeposição metamórficometassomática ++ DRX (JCPDS 46 – 1409) Rocha filitica com blastos de clorite pseudomórfica Costa da Ventosa Apatite Segregação metamórfica +++++ DRX Em associação com turmalina em veios Costa da Ventosa Ferberite Hidrotermal no interior de veios de segregação metamórfica + DRX Em associação com turmalina em veios Costa da Ventosa Beraunite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente ++++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforítico, baixa cristalinidade Cumieira Norte Goethite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente +++++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforítico, baixa cristalinidade Cumieira Norte Beraunite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente ++++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforítico, baixa cristalinidade Cumieira Norte Carminite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente + DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforítico Cumieira Norte Paragonite Produto precoce de segregação venular ++ DRX ( 2 M1) Contexto de mingmatitização incipiente Cumieira Norte Beraunite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente ++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforitico baixa cristalinidade Cumieira Norte Beraunite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente ++++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforitico baixa cristalinidade Cumieira Norte Mimetite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente + DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforitico. Cumieira Norte Montebrasite Relíquia de quartzofilito protopegmatóide + DRX Cristais relíquia em quartzofilito gossanizado em horizonte protofosforítico Cumieira Norte Polucite Relíquia de quartzofilito protopegmatóide + DRX Cristais relíquia em quartzofilito gossanizado em horizonte protofosforítico Cumieira Norte Escorodite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente +++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforitico baixa cristalinidade Cumieira Norte ferrocolumbite Relíquia de quartzofilito protopegmatóide + DRX Cristais relíquia em quartzofilito gossanizado em horizonte protofosforítico Cumieira Norte 40 Tabela 5Interpretação e discriminação mineralógica relevante de difratometria de RX (continuação) Metavariscite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente ++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforitico baixa cristalinidade Cumieira Norte Quenselite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente ++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforitico baixa cristalinidade Cumieira Norte Quartzo Recristalização metamórfica ++++ DRX Quartzofilito verde Cumieira Norte V, Cr – moscovite (“fuscite”) Recristalização metamórfica ++ DRX (19 – 0814) Quartzofilito verde Cumieira Norte F – Apatite Segregação metamórfica e remobilização de fosfatos +++++ DRX Em associação com turmalina em veios Costa de Ventosa Ferberite Hidrotermal em reactivações cinemáticas no interior de veios de segregação metamórfica + DRX Em associação com turmalina em veios e massas metassomáticas da sua periferia Costa de Ventosa Berlinite Evolução hidrotermal de fosfatos primários em nódulos de quartzofilitos com grafitóides ++ DRX Em nódulos de “xistos” e quartzitos negros Portela do Picoto do Carvalho Quartzo + moscovite + grafite Quartzofilito metamórfico com grafite e nódulos de fosfatos +++++ DRX Na rocha metamórfica portadora de nódulos Portela Picoto do Carvalho Beraunite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente ++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforitico baixa cristalinidade Cumieira Norte Cornwallite Precipitação em cavidades de gossas . produto de evolução convergente + DRX Cavidades e crustificações em leito proto – fosforítico Cumieira Norte Beraunite Alteração supergénica em gossan – produto de evolução convergente ++++ DRX Crustificação em quartzitos em leito proto – fosforitico baixa cristalinidade Cumieira Norte Escorlite – dravite Cristais relíquia de segregações venulares contíguas ++ DRX Rocha quartzo – filito – turmalínica hospedeira de horizonte proto - fosforítico Cumieira Norte Turquesa Remobilização tardia +++++ DRX Crustificação em quartzitos – pelicular sobre quartzo de segregação Cumieira Norte Quartzo Produto de segregação e recristalização de quartzofilitos metamórficos + DRX Litologia fraturada admite planerite nas fraturas Cumieira Norte Clinocloro Reequilíbrio pós cordierite +++ DRX Contexto de migmatitização incipiente Costa de Ventosa 41 Tabela 6Interpretação e discriminação mineralógica relevante de difratometria de RX (continuação) 8 – Dedução de sistemas termodinâmicos descritos de tendências de evolução metamórfica metassomática -ASH (- Al2O3 - SiO2 – H2O) Os equilíbrios magmáticos e as transformações metamórficas de minerais aluminosos são representadas pelo sistema ASH. Este sistema possui como fases tipomorficas: corindo, andaluzite, silimanite, distena, diásporo, pirofilite e caulinite, (Dias, 2011). A evolução do corindo para diásporo fica registada como uma aureola no contacto corindoandaluzite, em corindos envolvidos por matriz micácea nem sempre é evidente a reação para diásporo sendo mais comum a ocorrência de diásporo no interior do corindo, (Dias, 2011). O diásporo sucede ao corindo como produto de reação Cor + H2O = D criando aureolas em torno dos cristais de corindo, o que sugere uma deposição em condições de desequilíbrio do corindo, (Dias, 2011). A interação magma – fluído - cristal com fluídos hidrotermais de alta pressão e temperatura ricos em alcalis, promove a cristalização do corindo + turmalina (dravite). Com a diminuição das condições PT o corindo é instável e dá-se a reação, Al2O3 (Cor) + H2O = 2AlO (OH) (Dia), em condições de metamorfismo retrogrado para a formação de diásporo a partir de corindo, figura 38. Figura 38Diagramas de sistemas termodinâmicos ASH em metamorfismo retrogrado. Berilonite Reequilíbrio pós cordierite e concomitante de segregação de apatite + DRX Contexto de migmatitização incipiente Costa de Ventosa 42 A 2ª fase Varisca é caracterizada por uma tectónica tangencial com cavalgamento que proporcionam picos de PT que permitem a ocorrência destas paragéneses. Evidência disso é a segunda geração de andaluzite (and 2) que recristalizou na fase de descompressão conservando a componente tangencial do movimento tectónico, figura 39. Figura 39 - Andaluzitito: blastese andaluzítica ante a sin-D2 em contexto de transporte tectónico tangencial - local situado entre Duas Pontes e Arga de S. João. -BASH Este sistema representa os alumino - silicatos BASH (BeO – Al2O3SiO2 – H2O) - são relevantes os alumino-silicatos polimorfos (andaluzite - And e silimanite - Sil), diásporo, berilo (Ber) e crisoberilo (Csb); Foram identificadas até ao momento duas espécies minerais portadoras de Be: berilo e crisoberilo. Identificaram-se 2 fases póscordierite portadoras de berílio: berilo pós cordierite em massas cinzentasesverdeadas com associação de Be + cloritoides, na zona do Alto da Ventosa. Segundo Černý et al., (2005) citado em Dias, (2011) minerais de berílio são tipomorfos de pegmatitos abissais da subclasse AB-BBe (abissaisBoroBerílio) em paragéneses semelhantes às do Alto da Ventosa com quartzo, plagióclase, turmalina, moscovite, apatite e granada. De um modo geral o Be é pouco móvel em fluidos hidrotermais, no entanto esta tendência altera-se na presença de iões OH, F, Cl Segundo Gadas et al (2020), minerais do grupo da cordierite como a cordierite e sekaninaite de pegmatitos fortemente e massivamente alterados formam uma mistura de grão fina de moscovite + clorite e/ ou biotite + minerais acessórios que passam por paragonite, turmalina e berilo secundário, figura 40, esta mistura é o resultado de alteração hidrotermal subsólida inicial nos pegmatitos, plausível par a zona em questão (Alto da Ventosa) que sofreu fenómenos de migmatização. 49 Figura 46 - Modelo conceptual ajustado para a sobreposição de terrenos transportados entre o maciço granítico da Serra de Arga e os maciços de Covas e Sopo, estabelecido com base em evidências geomorfológicas e decorrentes de cartografia e análise estrutural detalhada - domínio hipotético de transição entre Ordovício (alguns quartzitos e quartzofilitos ) e Silúrico (a maioria dos terrenos com litologias mais variadas). 1 - maciço granítico da serra de Arga (duas micas, grão médio a grosseiro, com numerosos encraves sobremicáceos); 2 - maciços graníticos de Covas e Sopo (duas micas, grão médio a grosseiro); 3 - terrenos Silúricos com abundante turmalina e turmalinitos singenéticos a metassomáticos com veios de segregação hiperaluminosos (quartzo com andaluzite, mica e corindo); 4 - formações vulcanogénicas bimodais, metamorfizadas e metassomatizadas, com sulfuretos singenéticos e remobilizados; 5 - formações vulcanossedimentares a sedimentares exalativas metamorfizadas e metassomatizadas; 6 - rochas metamórficas de fusão incipiente a migmatitos com veios de segregação quartzosos a pegmatóides; 7localização provável ou interpretada de acidentes téctónicos de baixo ângulo (transporte tangencial); 8 - superfícies metamórficas atribuídas à 2ª (S2) e 3ª (S3) fases de deformação Varisca. Reuniram-se argumentos petrográficos que permitem pormenorizar e sustentar, de forma mais consistente, que a grande diversidade de litologias observadas nas áreas chave dá expressão à combinação peculiar de uma natureza protogénica diferenciada com uma cinemática de estruturação muito dependente do desenvolvimento de cisalhamentos de baixo ângulo relacionados com transporte tangencial em megaestruturas de cavalgamento, figura 47. Figura 47 - Perfil interpretativo AB - SulNorte ilustrando a disposição dos mantos segmentados e transportados e a sua relação com a morfologia hipotética dos plutonitos graníticos (laminar a diapírica aparente) e a correspondente focagem do metassomatismo, mineralizações e anomalias térmicas em cavalgamentos e carreamentos. 1 a 8 como na figura 46; 9 - fontes de calor plutónico (relacionadas com dissipação a partir de granitos); 10 a 12 - proximidade crescente relativamente a fulcros de emanação fluidal, metamórfica e ígnea, e geometria representativa das anomalias térmicas correspondentes. A diversidade litológica das formações envolventes da Serra de Arga, referidas de forma indiferenciada e no seu conjunto como Unidade do Minho Central (Pereira, 1989) é muito grande. Quanto 50 à natureza primitiva e tipos dos protólitos, confirma-se a discriminação litológica de fácies metavulcanosedimentares que foi referida por Dias (2011) afetada por uma evolução metamórfico - metassomática sobreposta que é discutida em Dias (2011) e Souto (2019). As áreas chave correspondem a diferentes microdomínios estruturais e litológicos em que persistem indícios paragenéticos e geométricos que foram herdados de hipotéticas transições estratigráficas localizadas nas fronteiras dos terrenos Silúricos, as quais, posteriormente foram retocadas pela tectónica e modificadas por metamosfismo e metassomatismo focado em cisalhamentos com cinemática tangencial (atribuída à 2ª fase varisca de deformação). Apesar do achatamento regional, que é considerado para a fase 3 da orogenia Varisca (Leal Gomes, 1995), em zonas resguardadas dos terrenos envolventes do maciço granítico central da Serra de Arga e nas suas abas NE e SW - sectores dos antiformes adjacentes (Leal Gomes, 1995) - num nível topográfico comum, persistiram as diferentes assinaturas paragenéticas e texturais primitivas, afetadas por progresso metamórfico e desequilíbrio metassomático. A sua distribuição geográfica e disposição estrutural é compatível com a existência de um empilhamento de mantos transportados de pouca espessura que rodeia o maciço granítico da Serra de Arga, especialmente nas suas vertentes, NE, N e S onde a atual superfície topográfica e o nível de erosão coincidem com a melhor preservação do feixe de mantos transportados. Em todas estas áreas verifica-se a seguinte conjugação de factores expressos na tabela 5. Tabela 5 - Principais factores litológicos Caracteres litológicos e estruturais peculiares Domínio paradigmático Presença de litologias proto-vulcanogénicasvulcanismo bimodal; Serro Santa Justa Cavalinho Presença de litologias proto-exalativas; Serro Metamorfismo nas transições biotiteandaluzite, andaluzitepirofilite, andaluzitediásporo, diásporo – corindo, andaluzite- “mica branca” – mica branca – corindo; Arga de S. João Presença de andaluzititos biotíticos Duas pontes Presença de metafosforito Cumieira Norte Cerdeirinha Milonitização em interfaces quartzofilito – aplitopegmatito Picoto de Carvalho Segregação metamórfica extensiva na envolvência de filões e veios de quartzo e junto de descontinuidades associadas a deslocamento tangencial Duas Pontes Cavalinho Cumieira Quartzofilitos , “xistos” negros e liditos, mais ou menos silicificados, com grafitóides ou grafite de mais alta cristalinidades, nódulos fosfatados e, de forma mais generalizada, com turmalina ou VCrmoscovite, nas fáceis mais claras Cumieira Picoto de Carvalho Segregação venular metamórfica profusa e migmatização Alto da Ventosa 51 As trajetórias do alongamento dos principais afloramentos de litologias anómalas ou exóticas e as suas foliações acompanham e envolvem o contorno do maciço granítico da Serra de Arga, figura 48. A representação aureolar em torno do maciço revelou que as “bancadas de referência” de Leal Gomes (1994) estavam muitas vezes nas proximidades ou eram afetadas por carreamentos relacionados com o regime tectónico Varisco de D2 principalmente com o seu deslocamento tangencial. Figura 48 - Áreas de afloramento de corredores de transporte tectónico tangencial preservados, com evidências de estruturas de cavalgamento e litologias relacionadas - localização geoestrutural das estações que foram objeto de estudo. Como se deduz da análise estrutural detalhada (veja-se como exemplos os domínios da Cumieira e do Alto da Ventosa) e em coerência com a tendência prevalecente do transporte tectónico tangencial, 52 nestes domínios estruturais as foliações mais penetrativas têm expressão pouco inclinada a subhorizontal, figura 49. Figura 49 - Expressão geomorfológica de estruturas penetrativas e descontinuidades subhorizontais, de transporte tectónico de D2 Varisca, realçadas com linhas brancas; domínio estrutural situado entre Cumieira e Cabeço do Meio Dia - zona de sombra entre plutão granítico da Serra de Arga e plutão granítico da baixa de Covas; alguns filões aplito-pegmatíticos instalam-se nas descontinuidades de D2. 11 – Considerações Finais É possível confirmar a discriminação litológica de fáceis metavulcano - sedimentares referidas por Dias (2011) afetada por uma evolução metamórfico – metassomática sobreposta, discutida em Dias (2011) e Souto (2019). Propõe-se através de evidências petrográficas uma nucleação de granadas ricas em magnésio a partir de anfíbolas magnesianas em condições de metamorfismo em descompressão essencialmente nas áreas do Serro e Arga de S. João. Esta evidência levou à consideração de anfibolitos ortoderivados como os principais percursores magnesianos da região. Na zona de interesse Alto da Ventosa, zona de anomalia térmica com eventos hidrotermais identificou-se a evolução metassomática a partir de fluidos hidrotermais como principal fator para a ocorrência de turmalina nos biotititos. Uma reorganização derivada das condições de descompressão no final do transporte tectónico pode hipoteticamente ter gerado pressões baixas que promoveram a libertação do P de um fluido/ magma. Para a anomalia de berílio através das evidências petrográficas detetou-se cordierite primária rica em berílio por decaimento origina duas fases: berilo secundário em pseudomorfose de cordierite e massas de grão fino de cloritoides + moscovite + biotite + berilo secundário resultado de alterações hidrotermais subsólidas inicial em pegmatitos. Evidências que permitiram a atribuição da anomalia de berílio à cordierite primária, sendo esta o percursor principal de berílio. Atribui-se às áreas da Cumieira e do Picoto do Carvalho uma zona de reciclagem fosfatada com deposição inicial de biofosfatos em ambiente de fundo marinho em condições redox que sofreram posteriormente metamorfismo originando os proto-fosforitos atuais da Cumieria. A presença e confirmação de grafite evidência o metamorfismo de baixo, médio grau a alto grau com o fluxo de fluídos relacionados com eventos extensivos promoveu o crescimento desta grafite cristalina. Todas as áreas apresentam a nível estrutural ou a nível mineralógico evidências de transporte no sentido NNE. Como a recristalização da segunda geração de turmalina e biotite e sigmoides de granada com cinemática esquerda, 53 É possível limitar as áreas em estudo como uma interface estrutural subhorizontal com clara individualidade entre os 600 e 380 metros de altitude, que possuem diversidade litológica suficiente para serem considerados microdominios de carreamento exumadas e alterados de forma comum por fenómenos de metamorfismo, metassomatismo e transporte tangencial na 2ª fase Varisca. Atualmente estas áreas estão classificadas de forma unificada por Pereira et al (1989) neste momento podem ser divididos nos seguintes microdominios dentro da Unidade do Minho Central: domínio de litologias proto-vulcanogénicas – vulcanismo bimodal nas áreas do Serro, Santa Justa e Cavalinho; domínio de litologias proto-exalativas na área do Serro; domínio de metamorfismo nas transições biotiteandaluzite, andaluzite – pirofilite, andaluzitediásporo, diásporocorindo, andaluzite- “mica branca” – mica branca – corindo, na área de Arga de S. João; domínio de andaluzititos biotítico na área de Duas pontes; domínio de metafosforitos nas áreas da Cumieira Norte e Cerdeirinha; domínio de milonitização em interfaces quartzofilito – aplito – pegmatito na área de Picoto do Carvalho; domínio de segregação metamórfica extensiva na envolvência de filões e veios de quartzo junto de descontinuidades associadas a deslocamentos tangenciais nas áreas de Duas pontes, Cavalinho e Cumieira; domínio de quartzofilitos, “xistos” negros e liditos, mais ou menos silicificados, com grafitóides ou grafite de mais lata cristalinidades, nódulos fosfatados e, de forma mais generalizada, com turmalina ou VCrmoscovite, nas fáceis mias claras, nas áreas de Cumieira e Picoto do Carvalho; por último domínio de segregação venular metamórfica profusa e migmatização na área do Alto da Ventosa. 54 12 – Bibliografia Alves, R.; Leal Gomes, C. (2015) – Património mineiro da Serra de Arga – Minho. 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