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GEOLOGIA DA REGIÃO DE CALUQUEMBE (ANGOLA)
por
ANTERO T. S. FERREIRA DA SILVA * e MARGA RIDA V. CARDOSO SIMÕES **
RESUMO
Neste trabalho é apresentada a geologia da região de Caluquembe (sudoeste de Angola), integrante do Cinturão Móvel do Quipungo (2~2oo m. a.). Este imprimiu às rochas um folheado segundo SW-NE, após ter remobilizado totalmente o substrato siálico-continental. Durante o CicIo Quipungo (Eburneano), em seguida à sedimentação e magmatismo pré-orogénicos (c. 2650-2350 m. a.), metamorfismo, migmatização, granitização e metassomatismo originaram o Supergrupo de Oendolongo (c. 2350-2250 m. a.), o granito regional (c. 2250 m. a.), os migmatitos (c. 2100 m. a.), o granito de Tambe, pegmatitos (c. 2000 m. a.) e o granito de Quibala (c. 1800 m. a.). Este encerra a microcIinização tardia, ao finalizarem as manifestações pegmatíticas pós-cinemáticas eburneanas, muito frequentes na região sul do Quipungo. O metamorfismo regional eburneano atingiu as fácies dos xistos verdes e anfiboIítica, embora localmente ocorra a fácies granuIítica. No Precâmbrico superior, em segida ao soerguimento e correspondentes 'resfriamento e cratonização definitiva das rochas Quipungo, magmatismo anaorogénico gerou o granito de Chicala (c. 1700-1650 m. a.), os doleritos (c. 1300-1100 m. a.) e os noritos (c. 1100-800 m. a.). No Mesozóico, durante a reactivação wealdeniana da plataforma angolana, magmatismo básico (doleritos e basaltos olivínicos) afectou a região (c. 130-100 m. a.), consequência do tectonismo tafrogénico. Ao terminar a génese da Cadeia Marginal de Montanhas, durante o Cenozóico, desenvolveu-se intensa erosão acompanhada de lateritização, em condições de clima semi-árido, proporcionando a formação das eluviões e aluviões presentes.
ABSTRACT
This paper presents the geological investigations of the Caluquembe region (southwest Angola), constituent of the Quipungo Mobile Belt (2000+200 m. y.), which printed in the rocks a SW-NE foliation, after remobiIizing totaly the sialic-continental embasement. During the Quipungo CicIe (Eburnean), following the pre-orogenic sedimentation and magmatism (c. 2650-2350 m. y.), metamorphism, migmatization, granitization and metassomatism generated the Oendolongo Supergroup (c. 2350-2250 m. y.), the regional granite (c. 2250 m. y.), the migmatites (c. 2100 m. y.), the Tambe granite, pegmatites (c. 2000 m. y.) and the Quibala granite (c. 1800 m. y.). This encloses the late microclinization, at the end of the eburnean post-cinematic pegmatitic manifestations, very frequent in the southwestern region of the Quipungo. The eburnean regional metamorphism attained the green-xists and amphilobite facies, however locally the granulite facies oeeur. ln the upper Precambrian, after the uplift and cooling and definitive cratonization correspondent to the Quipungo rocks, anaorogenic magmatism generated the Chicala granite (c. 1700-1650 m. Y.), the dolerites (c. 1300-1100 m. y) and the norites (c. 1100-800 m.y.). ln the Mesozoic, during the wealdenian reactivation of the angolan platform, basic magmatism (dolerites and olivine basalts) affected the region (c. 130-100 m. y.), therefore the tafrogenic tectonism. At the end of the genesis of the Cadeia Marginal de Montanhas, during the Cenozoic, an intense erosion was developed and accompanyed of lateritization, in semi-arid climatic conditions, proportionating the formation of the present elluvial and alluvial sediments.
INTRODUÇÃO
A área em apreço, correspondente à reglao de Caluquembe, distribui-se por superfície de 5 832 Km2•
Inclui as folhas 297 (Chicala-Chilunda) e 298 (Caluquembe), na escala 1/100000, as quais representam a metade sul da folha Sul D-33/1 (Vila Mariano Machado), do levantamento aerofotogramétrico de Angola, na escala 1/250000. É, portanto, enquadrada pelos paralelos 13° 30' S e 14° 00' S e pelos meridianos 14° 00' EG e 15° 00' EG.
A região de Caluquembe pertence aos distritos da Huila e de Benguela e distribui-se pelos concelhos da Caconda, Caluquembe, Quilengues, Chongorói e CubaI.
As vias de comunicação são numerosas e geralmente bem conservadas, salvo na parte ocidental (Chicala-Chilunda), onde inexistem, devido à morfologia escarpada ali presente. Entre as rodovias principais citam-se as estradas asfaltadas Luanda-Huambo-Lubango e Lubango-Benguela e as estradas pavimentadas Caluquembe-Vila Mariano Machado, Caconda-Vila Mariano Machado e Chongorói-rio Cui.
Os autóctones, muito numerosos na área estudada, tal como os europeus, dedicam-se à agro-pecuária; pertencem aos Muílas. Estes são do grupo étnico dos
• Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM), Superintendência Regional de São Paulo (Brasil)
•• Direcção Geral de Geologia e Minas, Porto (portugal).
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Bantu e distribuem-se por diversos clãs (Quilengues, Cacondas, etc.).
A actividade económica da região de Caluquembe baseia-se na agro-pecuária. Milho, mandioca, tabaco, sisaI e gado bobino e caprino são os principais bens produzidos.
A cartografia geológica da área em referência foi executada durante a maior parte da época seca de 1972 pela La Brigada de Cartografia Geológica da Direcção Provincial dos Serviços de Geologia e Minas de Angola, da qual participaram, além de um dos autores (F. S.), o geólogo Carlos Manuel Sequeira Vintém e os auxiliares de geologia Amândio Ferreira, João Pedro Gomes, Armando Manuel de Almeida Marques, Domingos de Sousa, Gilberto Paixão Marques, Grienfield dos Santos Roxo e Carlos Rodrigues Pais.
Entre os trabalhos relativos à região de Caluquembe citamos os estudos geológicos percursores devidos a A. BORGES (1924), F. MOUTA & O'DONNEL (1933) e F. MOUTA (1954). .. .
As idades isotópicas RbjSr citadas neste trabalho, calculadas ou recalculadas, correspondem a desintegração para o rubidio (ÀRb87) igual a 1,42.10-11
anos-1 e razão inicial (87Srj86Sr)i =0,705 + 0,002 no caso das idades convencionais. As idades isotópicas KjAr, igualmente referidas, correspondem às seguintes constantes utilizadas para o 4oK: À total =0,530. .10-9anos-1 ;ÀK=0,585.10-1O.anos-1; % atm. de 40K em K total =0,0119.
ASPECTOS GEOMORFOLÓGICOS
A região de Caluquembe distribui-se por duas verdadeiras peneplanicies, separadas por importante cadeia montanhosa e correspondente escarpa de orientação geral SW-NE.
A citada escarpa corresponde à zona de transição, sendo constituida pela Cadeia Marginal de Montanhas (MARQUES, 1977); localiza-se na porção oes-noroeste da área estudada. Nesta região montanhosa, geralmente sustentada pelas rochas metavulcânicas e metas sedimentares do Supergrupo de Oendolongo e pelos granitos de Quibala e de Chicala, são atingidas as maiores altitudes da região de Caluquembe. Entre os principais relevos e correspondentes altitudes citam-se os de Cola (2032,24 m), Volta (1900,17 m), Taquete (2418,63 m), Ulonda Ganga (2253,59 m), Chicaranguenge (1878,75 m), Chissua (2116,87 m) e Singolonga (2070,40 m).
Nesta escarpa, os desniveis entre os relevos mais proeminentes e a peneplanicie de menor altitude, situada a oes-noroeste, enquadram-se entre 1 000 e 1 500 metros.
A maior parte das linhas de água, que drenam a região de Caluquembe, nasce nesta cordilheira montanhosa. Pertencem às bacias hidrográficas dos rios Coporolo (Coporolo, CubaI da Techicua, Cui, Chongorói e Cutembo-Ucar), Catumbela (CubaI da Hanha) e Cunene (Qué). O padrão da drenagem nesta zona montanhosa de transição é do tipo rectangular devido a condicionamento tectónico. Porém, nas linhas de água secundárias e na proximidade das nascentes é exibida drenagem do tipo dendritico.
A peneplanície de maior cota, enquadrando a Depressão do Cunene, pertence à Orla Setentrional da Bacia do Calaári (MARQUES, op. cit.). Constitui superfície relativamente monótona, situada a es-sudeste da cordilheira montanhosa, com declive suave para sul-sudeste ou norte, nas regiões sudeste
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e nordeste, respectivamente. Representa cerca de 50 % da área em apreço.
Esta peneplanicie, de altitude média entre 1 900 e 1 400 metros, é constituida dominantemente pelas rochas granitóides, interrompidas por alguns montes ilhas de rochas ectiniticas (Cola, Calépi, Camboto e Pundo) e pelas rochas metavulcânicas e metassedimentares do Supergrupo de Oendolongo, bastante frequentes a norte e noroeste de Caluquembe.
A drenagem desta peneplanicie, de padrão geralmente dendritico e localmente rectangular, distribui-se pelas bacias hidrográficas dos rios Coporolo, Catumbela (Cuando e CubaI da Hanha) e Cunene (Qué, Cué e Catapi ou Cuunje).
Na periferia oes-noroeste da anterior peneplanicie, junto à Cadeia Marginal de Montanhas, ocorre estreita faixa que se enquadra no designado Planalto Antigo de M. MARQUES (1977). Este representaria resíduo de aplanação do Cretácico superior, soergido no final do Cretácico ou no inicio do Terciário.
A peneplanicie de menor altitude, correspondente à Zona de Transição de M. MARQUES (op. cit.) ou peneplanicie III de O. JESSEN (1936), ter-se-ia modelado a partir da superfície do Terciário médio. Representa áreas inexpressivas nos extremos noroeste e oes-sudoeste, separadas por grandes monólitos ou «inselbergens» do granito de Quibala.
Esta zona de transição, fortemente tectonizada, exibe relevo mais juvenil e agressivo que a anterior peneplanicie. A altitude média oscila entre I 200 e 900 metros, enquanto o declive é relativamente acentuado para oes-noroeste. Nesta superfície predominam 'os granitos regional e de Quibala. A noroeste evidencia-se a presença do granito de Quibala em grandes lageados, enquanto a sudoeste os diques noriticos e basálticos sobressaem do granito regional, de relevo mais arrasado.
A rede hidrográfica desta superfície, segue geralmente falhamentos e fracturamentos de direcção SE-NW, sendo o padrão da drenagem do tipo rectangular. As linhas de água que drenam esta zona sub-planáltica, em geral de regime temporário, pertencem à bacia hidrográfica do rio Coporolo. Além deste último, citam-se os rios CubaI da Techicua, Cui, Chongorói e Cutembo-Ucar entre as principais linhas de água desta peneplanicie.
GEOLOGIA GERAL, ESTRATIGRAFIA E TECTÓNICA. CONSIDERAÇÕES PRELIMINARES
A maior parte das unidades litostratigráficas identificadas na região de Caluquembe geraram-se durante a orogénese Eburneana (2000+200 m. a.), quando do desenvolvimento do Cinturão Móvel do Quipungo. Este processou-se sobre substrato de natureza essencialmente siálica-continental que, por sua vez, foi totalmente remobilizado.
Os metagabros e metadioritos anfibólicos poderão ser os únicos testemunhos pontuais, preservados da remobilização eburneana.
As rochas gnáissico-migmatiticas afloram também localmente nos extremos nordeste e noroeste da região em estudo.
As rochas metas sedimentares e metavulcânicas do Supergrupo de Oendolongo, bastante expressivas, acompanham a Cadeia Marginal de Montanhas.
Os granitóides sin a pós-cinemáticos eburneanos são as litologias predominantes. Correspondem às raizes bem homogeneizadas do Cinturão Móvel do
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Quipungo postas a descoberto pela profunda erosão ulterior.
O granito de Chicala, de natureza alcalina, gerado magmaticamente no início do Proterozóico médio, exibe numerosas exposições em plena Cadeia Marginal de Montanhas. Associa-se aqui com as rochas do Supergrupo de Oendolongo e com os granitos regional e de Quibala.
As rochas filonianas como doleritos, noritos e basaltos olivínicos, embora inexpressivas, distribuem-se por toda a região, com ênfase especial no extremo sudoeste. Geraram-se por magmatismo anaorogénico entre o Proterozóico médio e superior e no final do Mesozóico.
Quanto aos sedimentos eluviais e aluviais recentes distribuem-se pelos vales dos rios Catumbela, Cuando, CubaI da Hanha e Coporolo, suas adjacências e regiões aplanadas designadas «anharas».
Conforme referido o evento tectogenético eburneano remobilizou praticamente todas as rochas pré-existentes, salvo, possivelmente, os citados metagabros e metadioritos anfibólicos, após o que ocorreu a cratonização definitiva da região. Por tal facto, à excepção da idade duvidosa para os pórfiros graníticos e granodioríticos, quartzo e brechas siliciosas, não há grandes dúvidas quanto à apresentação de seu mapa geológico e correspondente coluna estratigráfica, conforme expostos na Figura 1 e no Quadro I, respectivamente.
PRECÂMBRICO INFERIOR (1) A MÉDIO
- METAGABROS E METADIORITOS ANFIB6LICOS
Estas rochas ainda preservadas da remo bilização, durante a migmatização e granitização eburneanas, constituem manchas inexpressivas a noroeste de Ulonda Ganga e a nordeste de Canduco, junto do rio Catumbela.
Os metabasitos encaixados no granito de Quibala, na primeira região antes citada, correspondem a metagabros horneblêndicos profiróides, de coloração melanocrática e de granularidade variável entre fina e grosseira. Os fenocristais são de horneblenda verde no seio de mesostase de composição granodiorítica a tonalítica.
Junto ao rio Catumbela afloram metagabros anfibólicos saussuritizados e uralitizados. Exibem textura xeno-hipautomórfica granular. Os minerais essenciais são labradorite e horneblenda verde. Dos acessórios e secundários citamos biotite cloritizada e epídoto.
Mais a nordeste, junto ao rio Cui, aflora a maior mancha destas rochas, embora ocorrendo mais acidificadas devido à migmatização, granitização e metassomatose envolventes. Predominam aqui os metadioritos horneblêndicos que, no sentido da periferia, transicionam a rochas tonalíticas e granodioríticas.
QUADRO I
Coluna estratigráfica da região de Caluquembe
Período Época Supergrupo Grupo Características litol6gicas
Quaternário Aluviões em geral e sedimentos eluviais indif.
Albiano-Cenom. Basaltos olivCnicos Cretácico Apciano Dolerítos
Noritos
Doleritos com e sem olivina Superior
Quartzo e brechas siliciosas
Granito de Chicala
P6rfiros graniticos e granodiorític0s
Rochas granfticas e afins (granitos, quartzo-monzonitos, adamelitos, granodioritos, quartzodioritos e pegmatitos)
Precâmbrico Rochas granit6ides, geralmente biotíticas e
Médio de textura porfirítica
Rochas gnáissico-migmatíticas
Rochas metassedimentares e metavulcânicas
Chivanda indiferenciadas
Metarriolitos, metadacitos e p6rfiros grani-Oendolongo e t6ides recristalizados
Cassinga Quartzitos, micaxistos, filitos e metagrauva-
(indif.) ques
Metaespilitos e metalbit6firos
Médío Metagabros e metadioritos anfib6licos a Inferior (?)
366
Admitimos que estas rochas, autênticos t~~tem~nhos residuais preservados da total remoblhzaçao eburneana, se relacionem, presumivelmente, com as rochas do Complexo Gabro-Anortositico, bem representado na região de Quipungo, contigua a sul (SILVA & PAIXÃO, 1974; SILVA & SIMÕES, 1981).
PRECÂMBRICO MÉDIO
SUPERGRUPO DE OENDOLONGO (GRUPOS CASSINGA E CHIVANDA INDIFERENCIADOS)
1) Metaespilitos e metalbitófiros
Pertencentes à série espilito-queratófira, afloram residualmente a sudoeste de Ulonda Ganga e a leste de Chissua.
Os metaespilitos, aflorantes na primeira região, são rochas que exibem bandamento sub-horizontal com alternância de leitos claros e verde escuros. São sempre de granularidade fina. As rochas são microliticas bandadas, em que os leitos claros se mostram mais desvitrificados. Estes metaespilitos, ricos de sódio, correspondentes a derrames basálticos submarinos, sofreram a intrusão das rochas metarriodaciticas e metaporfiriticas encaixantes. Exibem textura interceptaI, onde, são notados, às vezes, fenocristais das rochas porfiriticas intrusivas. Estas, em regra, assemelham-se a rochas tufáceas.
Os metalbitófiros, presentes a leste de Chissua no seio de metarriolitos, exibem granularidade fina e coloração cinzenta escura. A textura é porfiritica, sendo a matriz essencialmente feldspática microlitica, da qual se destacam raros macrocristais de plagioclase. As maclas desta ocorrem imperfeitas devido a desvitrificação. Estes litotipos, resultantes de rochas efusivas depositadas em ambiente marinho, apresentam composição oscilando entre a dos traquitos e a dos riolitos.
Estas rochas representam os testemunhos residuais do vulcanismo submarino precoce pré-orogénico eburneano, de filiação ofiolitica, concomitanntes com as primeiras manifestações que levaram ao posterior desenvolvimento do Cinturão Móvel do Quipungo. Tal vulcanismo parece evidenciar que na região em apreço teria ocorrido uma zona de Benioff no inicio do Proterozóico inferior (SILVA, 1974 a, 1977), vindo a desenvolver arcos de ilhas ou uma margem continental activa com vulcanismo calco-alcalino.
2) Quartzitos, micaxistos, filitos e metagrauvaques
Estes tipos litológicos acompanham geralmente as rochas metavulcânicas ácidas a intermédias a seguir descritas, em especial a noroeste de Caluquembe, junto à escarpa. Outras vezes, constituem verdadeiros montes ilhas, ainda preservados da erosão, encaixados pelo granito regional, conforme é observado nas regiões da Chilunda, Calépi, Cola, Volta e Canduco. Porém, a sua presença na proximidade das citadas rochas metavulcânicas, ocorre nas regiões do Pundo, Taquete, UI onda Ganga, a oes-sudoeste de Capala e a leste de Carique.
Estas rochas sofreram a intrusão das rochas metaporfiriticas, apesar dos metarriolitos e metadacitos se lhes associarem de modo alternado. Foram igualmente afectadas pela migmatização e graniti-
zação eburneanas durante a génese das rochas granitóides sin a pós-cinemáticas.
Entre estes ectinitos predominam os quartzitos, os quais se apresentam francos, argilosos, micáceos, feldspáticos e ferruginosos, sempre inseparáveis. São as rochas ectiniticas dominantes nas manchas de Calépi, Chilunda, Cola, Pundo, Volta, Taquete, Alto Nondua e Canduco. Nas regiões do Taquete, Volta e a oeste de Capala os quartzitos foram intensamente cataclasados. A noroeste de Canduco afloram quartzitos grosseiros tendendo para metaconglomerados, cujos clastos são de quartzito e a matriz siliciosa recristalizada.
Os quartzitos exibem coloração desde branca a avermelhada, granularidade média e textura em mosaico granoblástica. Além do quartzo assinalou-se moscovite muito fina, sericite, minerais opacos, zircão, turmalina, minerais feldspáticos, clorite, biotite, epidoto, apatite e esfena alterada para leucoxena.
A oeste de Capala, junto ao rio CubaI da Hanha, ocorrem paranfibolitos evidenciando aspectos penetrativos da sua actinolite nos ectinitos contíguos. São constituídos por actinolite, moscovite e epidoto com intercalações de quartzo, na proximidade de pórfiros granitóides intrusivos. Os ectinitos quartzosos penetrados pelos paranfibolitos mostram-se microdobrados e exibem coloração verde clara, o que os assemelha aos metaespilitos de Ulonda Ganga. Estes ectinitos são ricos de quartzo, o qual é agregado pela citada actinolite. Contiguamente afloram rochas xistosas melanocráticas, de textura grano-Iepido blástica, constit'uidas essencialmente por moscovite, biotite e feldspato com particulas de quartzo.
A sudoeste de Bomba, no leito do rio Qué, afloram quartzitos puros penetrados pelo granito regional que se endomorfizou no contacto.
Menos frequentemente afloram quartzitos micáceos, ferruginosos e escuros de natureza grauvacóide, evidenciando tendência para metassiltitos.
Quanto aos micaxistos e filitos, pouco resistentes à erosão e quase sempre intemperisados, são rochas acinzentadas, negras ou avermelhadas, geralmente de localização restrita. Como minerais essenciais apresentam micas, quartzo e andaluzite.
A oes-sudoeste de Capala ocorrem micaxistos negros e avermelhados cloritizados, com pronunciada deformação (clivagem de crenulação), associando-se a quartzitos puros, quartzitos moscoviticos xistosos e metadacitos vulcano-sedimentares.
A noroeste de Canduco, entre as rochas metas sedimentares presentes, citam-se os micaxistos mosqueados negros. Estes exibem folheado metamórfico segundo N 15° E e textura grano-Iepidoblástica. São constituídos essencialmente por quartzo, plagiocla~e, biotite, moscovite, cordierite e silimanite (?). As vezes é vista turmalina. Contém porfiro blastos de feldspatos com pingos de quartzo. Mais a nordeste de Canduco, junto ao rio Catumbela, afloram micaxistos de textura lepidoblástica constituídos essencialmente por moscovite, biotite, actinolite e quartzo. Entre os acessórios vêem-se estaurolite (?), apatite e minerais opacos.
Os anteriores micaxistos da região de Canduco, intensamente metamorfizados, evidenciam metamorfismo regional de transição entre as fácies anfibolít!ca e granulitica, de baixa pressão de tipo A bukuma. E o que parecem atestar as paragéneses mineralógicas de alta temperatura que podem coexistir àqueles graus metamórficos (WINKLER, 1977).
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Os metagrauvaques, ao contrário dos metarenitos, quartzitos grauvacóides e metarcoses, são abundantes na região de Caluquembe. Afloram nos níveis, tanto superiores como basais, das manchas relacionadas com as rochas metavulcânicas. Foram cartografados a sudoeste e leste de Taquete e em Cateia. Aqui os pórfiros andesiticos recristalizados são-lhes intrusivos, bem como o granito regional. Este endomorfisa-se, exibe textura porfiritica e apresenta fenoblastos de andaluzite no contacto.
Os metagrauvaques são rochas compactas, finas e de coloração negra a cinzenta. A textura é granoblástica ou porfiroblástica. A matriz microgranoblástica, essencialmente quartzo-feldspática, contém inúmeras palhetas de sericite. Os porfiroblastos são de quartzo, feldspato e agregados micro granulares de quartzo. Epidoto é muito abundante, enquanto turmalina é rara.
A cerca de 100 km a leste de Caluquembe, na região de Chipindo (Chissoé), micaxistos intercalados em quartzitos e metarriolitos, igualmente pertencentes ao Supergrupo de Oendolongo, forneceram a idade isocrónica Rb/Sr de 2150+83 m. a. (OLIVEIRA, 1975-inf. escrita, in SILVA, 1977).
3) Metarriolitos, metadacitos e pórflros granitóides recristalizados
Constituem duas grandes manchas, entre outras de menor expressão; ocorrem entre Taquete e Ulonda Ganga e entre Pundo, Chissua e Capala. Esta última prossegue para norte para a região de Ganda.
A delimitação ou individualização destes litotipos é impraticável, tais as passagens entre si, bem como as interpenetrações de rochas efusivas e hipabissais.
As metalavas vitrofíricas, de natureza rioIítica e de coloração cinza-esverdeada, que sustentam o vértice geodésico Taquete, associam-se a pórfiros graníticos e rioIíticos, considerados subordinados. Porém, a noroeste, os pórfiros graníticos, rioIíticos e granodioriticos tornam-se mais frequentes. No entanto, no sentido nordeste, entre Taquete e Ulonda Ganga, predominam os metarriolitos e os metadacitos, embora ocorram também os pórfiros riolíticos.
Na região de Pundo, localizada no extremo sudoeste da maior mancha, predominam os metarriolitos, embora associados a pórfiros rioIíticos e graníticos. Porém, no sentido norte, associam-se também pórfiros dacíticos e andesiticos. A norte de Capala predominam os pórfiros tonaliticos e granodioriticos a que se associam pórfiros graníticos. Apesar de pouco expressivos, aqui também estão presentes os pórfiros riolíticos, dacíticos e quartzo-latíticos.
A norte de Caluquembe, junto da sanzala Chitoma, entre quartzitos francos, quartzitos moscoviticos xistosos e xistos biotíticos cIoritizados, afloram rochas metavulcano-sedimentares de natureza dacítica. Estas últimas rochas exibem ao microscópico matriz ligeiramente desvitrificada, com inúmeras palhetas sericíticas, em que se destacam «clastos» de quartzo, plagiocIase e raro feldspato potássico mais ou menos corroido pela matriz. Alguns clastos de quartzo são perfeitamente redondos, antevendo-se origem sedimentar.
As rochas metavulcânicas anteriores são geralmente mesocráticas, de coloração cinzenta escura a creme, evidenciando frequentes feno cristais no seio de matriz fina.
Os metarriolitos ou vitrófiros de natureza riolítica exibem textura porfirítica com matriz ligeiramente
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fluidal, vítrea a desvitrificada, notando-se, neste caso, a presença de esferólitos. Da matriz, às vezes silicificada, destacam-se essencialmente: quartzo em cristais euédricos, subeuédricos e anédricos, em certos casos com arredondamento e corrosão pela matriz; plagiocIase, em geral sericitizada, acentuadamente do centro para a periferia; oligocIase próxima da albite; feldspato potássico do tipo ortose e rara sanidina (?); biotite, constituindo normalmente agregados.
Os metadacitos são rochas, em regra, mais escuras que as anteriores, de matriz ligeiramente fluidal, onde se destacam macrocristais de plagiocIase e quartzo, normalmente corroídos pela base. Biotite cloritizada está presente, em geral associada a epídoto.
Os pórfiros graníticos exibem, no seio da matriz vítrea a ligeiramente desvitrificada ou microgranular quartzo-feldspática, feno cristais de oligocIase, microclina e/ou ortose, quartzo, biotite e horneblenda verdes.
Os pórfiros dacíticos apresentam matriz vítrea a ligeiramente desvitrificada, da qual se destacam fenocristais de ande sina ou oligolase e quartzo corroídos pela base.
Os pórfiros granodioríticos, de matriz holocristalina rica em quartzo e feldspato, apresentam fenocristais de feldspatos calco-sódicos, quartzo, microclina, horneblenda verde e biotite.
Finalmente, nos pórfiros tonaIíticos, a matriz, às vezes micro granular, é quartzosa ou quartzo-micáce a, sendo mais rara a matriz quartzo-feldspática. Dos .minerais essenciais citam-se feldspatos calco-sódicos, quartzo, horneblenda verde e biotite.
As rochas em apreço acompanharam a sedimentação e intrudiram os níveis dos sedimentos mais basais da sequência Oendolongo. Os ectinitos Oendolongo, portanto, já preexistiam em níveis supostos mais basais, conforme constatado pela intrusão dos pórfiros granitóides durante o magmatismo pré-orogénico eburneano. Este seria sincronisadamente hipabissal em profundidade e efusivo à superfície. Este magmatismo hipabissal e a génese do granito regional por palingénese e anatexia poderão ter sido os responsáveis pelo metamorfismo de contacto, conforme se observa nas regiões de Cateia e de Canduco.
É bastante comum associarem-se, de modo subordinado, granodioritos e quartzodioritos às rochas em epigrafe, consequência de diferenciação e posterior granitização envolvente. Do mesmo modo são frequentes os encraves das rochas metavulcânicas no seio do granito regional.
A oes-sudoeste de Caluquembe e a sudoeste de Ulonda Ganga as rochas metaporfiríticas sofreram intenso diastrofismo de orientação NW-SE. Foi assim proporcionada a génese de gnaisses miloníticos de aspecto porfirocIástico devido a parcial preservação dos fenocristais de plagioclase.
Determinações isotópicas Rb/Sr, na rocha total de três metarriolitos e um metadacito vulcano-sedimentar da região, bem como de dois pórfiros granitóides recristalizados da região contígua de Quipungo forneceram uma isócrona de referência computada em 2333 m. a. No entanto, duas isócronas de referência, uma para os mesmos metarriolitos e metadacitos, outra, para os pórfiros granitóides, com razões iniciais Ro =0,708 e Ro =704, respectivamente, forneceram a mesma idade de 2175 m. a. (TORQUATO & aI., 1979).
4) Metagrauvaques, metarenitos quartzíticos, quartzitos, metaconglomerados e p6rfiros granit6ides recristalizados indiferenciados
Estas rochas afioram em três pequenas manchas a sudoeste da elevação Cateia e na região de Alto Nondua.
Em Cateia os pórfiros andesíticos melanocráticos intrudiram os metagrauvaques. Estes, da mesma cor e alternando com aqueles, são esencialmente constituídos por quartzo, feldspato, moscovite, palhetas de biotite e acessoriamente por turmalina, apatite e minerais opacos.
No Alto Nondua, além dos pórfiros granitóides recristalizados, afloram rochas de composição granodiorítica, resultantes da diferenciação daqueles. Tais rochas alternam com metarenitos quartzíticos, quartzitos e metaconglomerados locais. Admitimos ter detectado aqui metassequência regressiva iniciando-se pelos metarenitos quartzíticos de matriz argilosa seguida superiormente por quartzitos com intercalações de níveis pouco espessos daqueles, praticamente sem matriz, e, por fim, metaconglomerados exibindo clastos de rochas semelhantes àquelas subjacentes.
ROCHAS GNÁISSICO-MIGMATÍTICAS
Afioram de modo inexpressivo a leste e nordeste de Canduco, junto aos rios Catumbela e Cui, e a sudeste de Lumbir.
Na região de Canduco os migmatitos exibem tonalidade cinzenta clara e granularidade média. Predominam as rochas de estrutura gnáissica, correspondendo a migmatitos de estrutura estromatítica (MEHNERT, 1968), constituídas por faixas quartzo-feldspáticas claras alternantes com outras escuras bastantes micáceas, orientadas segundo N 30° E. As rochas quartzíticas e grauvacóides locais são injectadas pelo neossoma quartzo-feldspático originando migmatitos cuja evolução no sentido granítico ficou bem distante de sua perfeita homogeneização.
As rochas gnáissicas, presentes na região do rio Cui, são interpretadas como pré-eburneanas. No entanto foram injectadas segundo a gnaissosidade pelo neossoma granítico avermelhado durante a migmatização eburneana, pelo que se originaram migmatitos estromatíticos de paleossoma gnáissico.
As rochas anteriores, quando bem migmatizadas e granitizadas, revelam, ao microscópio, textura grano-lepidoblástica e minerais essenciais como microclina, oligoclase, às vezes antipertites, quartzo, biotite e rara moscovite. Intercrescimentos mirmequíticos são observados no contacto entre os feldspatos.
A sudeste de Lumbir, no flanco sudoeste da elevação quartzítica ali presente, afioram migmatitos estromatíticos de paleossoma ectinítico e neossoma granítico avermelhado a esbranquiçado. Persistem, associados a estes migmatitos, testemunhos residuais de xistos quartzo-micáceos com silimanite, xistos micáceos e quartzitos micáceos. Tal facto comprova o metamorfismo regional de alta temperatura atingido durante a migmatização eburneana. Esta originou a quase total remobilização da sequência Oendolongo, ainda preservada em seus níveis mais elevados pelos quartzitos. Estes e os migmatitos ocorrem totalmente encaixados pelos granitos regional e de Quibala.
Os citados migmatitos de Lumbir, de granulari-
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dade média, associam-se a variedades de composição granítica. Aqueles, de textura granoblástica, são constituídos essencialmente por microclina em elevada percentagem, rara plagioclase, quartzo, biotite e epídoto abundante. Como acessórios citam-se zircão, apatite, alanite e minerais opacos.
As rochas em apreço são semelhantes às descritas na mesma rubrica para a região contígua de Quipungo (SILVA & SIMÕES, op. cit.), quanto à natureza e idade de sua génese. Tratando-se de uma formação extremamente heterogénea a sua rehomogeneização isotópica foi imperfeita. Daí a idade isocrónica RbjSr de 2112m. a., com Ro=0,708, obtida para as rochas gnáissico-migmatíticas de Quipungo (ToRQUATO & ai., op. cit.), ser inferior à do granito regional durante o mesmo período sincinemático eburneano.
ROCHAS GRANITÓIDES, GERALMENTE BIOTÍTICAS E DE TEXTURA PORFIRÍTICA
De composição intermediária, são bastante frequentes na região. Constituem excelentes exposições nas regiões de rio Cutembo, Taquete, Cola, Calépi, Alto Nondua, Caluquembe e Canduco.
A norte de Alto Nondua ocorrem faixas paralelas destas rochas orientadas para N 40° W, as quais foram intrudidas por pórfiros graníticos com pegmatite, ulteriormente descritos.
Estas rochas granitóides correspondem a fácies de bordadura do granito regional, que se endomorfizou durante a remobilização das rochas metavulcânicas e • metassedimentares do Supergrupo de Oendolongo, persi~tindo contiguamente. São rochas mesocráticas, de granularidade média e com textura porfirítica, regra geral, sempre patente.
Ao microscópio exibem, em regra, textura hipautomórfica granular ou porfirítica, de matriz holocristalina, microgranular, quartzo-feldspática. Entre os minerais essenciais destacam-se andesina ou oligoclase-andesina, microclina, quartzo, biotite castanho-esverdeada e horneblenda verde. Dos acessórios citam-se zircão, apatite, epídoto, alanite e minerais opacos.
Das rochas em apreço predominam os quartzodioritos e os granodioritos biotíticos, embora afiorem, às vezes, nas manchas de Caluquembe, Alto Nondua e rio Catumbela, pórfiros graníticos, rio-dacíticos e tonalíticos. Este facto comprova a génese das rochas granitóides em discussão a partir das metavulcânicas anteriormente descritas, em frequentes casos.
A oeste de Caluquembe as rochas em epígrafe apresentam intensa cataclase segundo SE-NW, pelo que se tornaram gnaisses miloníticos.
A nordeste de Canduco afioram quartzodioritos com encraves de quartzitos estirados, conferindo-lhes aspecto gnaissóidé.
ROCHAS GRANÍTICAS E AFINS
Granito regional
As rochas graníticas equigranulares e correspondentes diferenciados menos ácidos, sincinemáticas eburneanas, que designamos de granito regional, representam a unidade litostratigráfica mais expressiva da região de Caluquembe.
A sua génese, por palingénese, acompanhada de anatexia e metassomatose, processou-se a partir das rochas pré-existentes e das do Supergrupo de Oendo-
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longo. Em vista desta remobilização, nem sempre total e perfeita, geraram-se, além de granitos, adamelitos, quartzo monzonitos, granodioritos e até quartzodioritos, sempre biotíticos. Estes diferenciados menos ácidos afloram mais frequentemente na proximidade das rochas do Supergrupo de Oendolongo, consequência de endomorfismo.
O granito regional corresponde, portanto, predominantemente, a granito biotítico, de coloração cinzenta clara e de granularidade média, embora variável entre fina e grosseira. Localmente evidencia estruturas nebulítica e «augen» ou oftalmítica (MEHNERT, op. cit.), conforme se verificou em direcção a Quilengues, na região de Muxaca. Aqui, o granito em epígrafe, além de esboçar microclinização com certo desenvolvimento, evidencia a intrusão, segundo N 25° E, do granito de Tambe, leucocrático, tardi-cinemático eburneano, ulteriormente descrito. Tal comportamento deste último origina nos monólitos graníticos ali existentes aspecto gnaissóide, bem patente à distância. Nesta mesma região o granito em referência também apresenta intenso diaclasamento segundo N 25° W. Vm terceiro tipo litológico, constituído por granito grosseiro a porfiróide, semelhante a diferenciação do granito regional nuns casos e intrusivo nele noutros casos, ocorre também, sendo igualmente intruido pelo citado granito do Tambe. A textura, grosseira a porfiróide, diferencia-o do granito de Quibala, mas parece aproximá-lo do granito de Cela (SILVA, 1977; SILVA & FERNANDES, 1978).
Ainda na Muxaca o granito regional encaixa rochas melanocráticas de granularidade fina e de composição quartzodioritica. Estas duas rochas são intrudidas pelo citado granito grosseiro a porfiróide, no qual constituem, por sua vez, encraves.
A NNE de Vatuco aflora granito biotítico grosseiro, de coloração rosada, semelhante ao de Cacula (SILVA & SIMÕES, op. cit.), a menos que se trate de diferenciação mais alcalina do granito regional, do qual não foi individualizado.
O granito regional revela ao microscópio textura xenomórfica granular. Os constituintes essenciais são oligoclase, microclina, quartzo e biotite. Quanto aos minerais acessórios citam-se epídoto, apatite, esfena, zircão, alanite, moscovite, horneblenda e minerais opacos.
O granito regional, ao intrudir as rochas metavulcânicas do Supergrupo de Oendolongo, nas regiões de Capala e Vlonda Ganga, originou apófises ao mesmo tempo que se endomorfizou. Adquiriu tonalidade esverdeada, textura porfiritica e presença de micropegmatite.
A norte e nordeste de Caluquembe o granito regional gerou-se principalmente a partir das rochas metavulcânicas Oendolongo, por diferenciação e granitização, conforme revelam ainda as plagioclases porfiríticas reliquiares.
Nas regiões de Cateia e de Bomba o granito em referência é igualmente intrusivo nos metagrauvaques e quartzitos, respectivamente, endomorfizando-se no contacto.
Na região de Quipungo, contígua a sul da de Caluquembe, o granito regional forneceu a idade isocrónica Rb/Sr de 2236±44 m. a., com Ro = 0,702± 0,001 (TORQUATO & ai., op. cit.), o que o caracteriza como sincinemático eburneano. Devido ao posterior soerguimento e profunda erosão, as actuais exposições correspondem às raízes do Cinturão
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Móvel do Quipungo, conforme comprova a baixa razão isotópica inicial.
Granito de Quibala
Esta designação é devida a M. M. ANDRADE (1954), quando estudou rochas granítica embrechíticas ou porfiroblásticas semelhantes, ocorrendo na região de Quibala. A leste desta cidade, na região de Cariango, A. F. SILVA (1977) teceu considerações relativamente à sua génese e evolução.
O granito de Quibala, com frequência orientado e nem sempre totalmente rehomogeneizado, aflora, de modo expressivo, no extremo noroeste da região de Caluquembe. Apenas na região de Vaba Baixo ocorre em duas pequenas manchas. Inclui tipos menos ácidos, tais como granodioritos e quartzodioritos porfiroblásticos. Exibe comportamento intrusivo no granito regional e nas rochas do Supergrupo de Oendolongo. Destas últimas, na região de Vlonda Ganga, exibe encraves de quartzitos feldspáticos e de pórfiros tonalíticos e andesíticos. Nesta mesma região grande apófise deste granito penetra as rochas metavulcânicas locais, feldspatizando-as e proporcionando a génese de pórfiros tonalíticos granofíricos exibindo grandes fenoscristais de plagioclase.
Este granito é rocha geralmente de cor cinzenta clara dotada de grandes fenoblastos arredondados de feldspato potássico com coloração cinzenta clara e raramente avermelhada.
Em lâmina delgada revela textura porfiroblástica ou embrechítica e mais raramente xenomórfica granular. Os constituintes essenciais são quartzo, microclina e plagioclase alterada. Dos acessórios e secundários citam-se biotite, horneblenda, esfena, apatite, epídoto e minerais opacos.
A noroeste de Vlonda Ganga, no seio deste granito porfiroblástico, ocorrem rochas de carácter lamprofírico irrepresentáveis, bem próximas dos metaga bros horne blêndicos descritos acima.
Os granitóides embrechíticos que ocorrem na região contígua de Quipungo, semelhantes ao granito de Quibala, forneceram, pelos métosdos Rb/Sr e K/Ar, em rocha total e biotite, idades aparentes de 1768±122 e 1710±12 m. a., respectivamente (SILVA & ai., 1975; TORQUATO & ai., op. cit.).
Granito de Tambe
Este granito moscovítico, leucocrático e de granularidade fina a média, está representado em seis pequenas manchas na região a sudoeste de Caluquembe.
Apresenta-se quase sempre diaclasado e catadasado. Entre os minerais micáceos apenas exibe moscovite, em geral bem desenvolvida.
Conforme dito anteriormente é intrusivo no granito regional, umas vezes de modo direccional, outras, porém, de modo caótico. Nos monólitos graníticos, presentes na região de Muxaca, onde ocorre a intrusão, evidenciam-se aparentes «cuestas» devido a erosão diferencial.
Em lâmina delgada este granito revela textura xeno-hipautomórfica granular, sendo os minerais essenciais a microclina, às vezes maclada segundo a lei de Carlsbad, oligoclase, quartzo e moscovite. Mirmequite frequente no contacto entre os dois feldspatos e quartzo de neoformação são indicativos de acções metassomáticas. Dos minerais acessórios
e secundários evidenciam-se biotite, às vezes levemente c1oritizada, zircão, apatite, sericite e epidoto.
Determinações isotópicas Rb/Sr e K/Ar, na rocha total e correspondente moscovite, forneceram idades aparentes de 1990±53 e 1700±10 m.a., respectivamente (SILVA & ai., 1975; TORQUATO & ai., op. cit.). Este último resultado significa a idade terminal do resfriamento da cadeia montanhosa eburneana, enquanto aquele corresponde ao das manifestações graníticas tardi-cinemáticas e burneanas.
Pegmatitos moscovíticos
Considerados tardi-cinemáticos eburneanos, foram apenas detectados a leste de Taquete, onde constituem dique com orientação para nordeste, intrusivo nos metadacitos, metarriolitos e pórfiros granitóides recristalizados.
As rochas em referência, ricas de moscovite, exibem coloração branca a esverdeada sedosa, passando a rosada devido à presença de microc1ina intercrescida com o quartzo. O estiramento e o aspecto fibroso da moscovite podem ter sido consequência de esforço e alteração.
A moscovite forneceu a idade K/Ar de 1996 ± 11 m. a. (SILVA & ai., 1975). Este valor permite concluir que se trata de rochas pertencentes a geração anterior aos tempos pós-cinemáticos eburneanos (cerca de 1800 m. a.), conforme se verifica para os pegmatitos da região de Quipungo (SILVA & ai., 1973). Estes pegmatitos, apesar de ocorrerem pontualmente na região não foram cartografados e, por tal razão, não descritos em rubrica própria.
P6RFIROS GRANÍTICOS E GRANODIORÍTICOS
Estas rochas filonianas ocorrem a sudoeste de Chicala, a norte de Alto Nondua e junto de Carique.
Na região de Chicala afloram rochas de transição de granito porfiritico a pórfiro granítico, intrusivas no granito regional, mas desaparecendo na proximidade do granito de Chicala. A direcção dos filões é N 70° W. Ao microscópio são rochas holocristalinas, porfiriticas, exibindo duas gerações. A primeira, fenocristalina, apresenta macrocristais de microclina fracturada, plagioclase com abundante sericitização, epidoto, quartzo e biotite. A segunda geração, microgranular, quartzo-feldspática, contém plagioclase mais fresca que a da geração fenocristalina.
A norte de Alto Nondua vários diques segundo N 50° W são constituídos por granito com pegmatite, algo cinzento rosado. Exibe textura porfiritica, com fenocristais de feldspato bem evidentes. São intrusivos nas rochas granitóides e no granito regional, descritos acima.
Nas imediações de Carique ocorre corpo filoniano intrusivo no granito regional segundo N 60° W. Trata-se de pórfiro granodioritico de cor cinzenta escura e granularidade fina. Estas rochas são também intrusivas no granito de Quibala na região drenada pelo rio Chongorói.
A posição cronostratigráfica destas rochas, embora discutível por ausência de idades radiométricas, parece situar-se entre as dos granitos de Quibala e de Chicala, pois são intrusivas no primeiro e não afectam o segundo.
PRECÂMBRICO SUPERIOR
GRANITO DE eHICALA
Este granito alcalino e avermelhado, de granularidade fina a grosseira, aflora bem na zona montanhosa de transição, mais precisamente entre as regiões de Taquete e de Chicala.
Às vezes, de modo subordinado, o granito de Chicala quando intrusivo no granito de Quibala, associa-se indiferenciada mente a este último.
O granito de Chi cala é idêntico ao da última intrusão granítica ocorrida na região de Cacula (SILVA & PAIXÃO, op. cit.; SILVA & SIMÕES,Op. cit). Porém, a granularidade torna-se grosseira. É igualmente semelhante aos granitos nucleares estaniferos da Provincia Granítica Alcalina da Amazónia (Brasil), de tipo Rapakivi (Isotta, inf. pess.), dos quais os mais antigos, foram, do mesmo modo, consequência de importante magmatismo cratónico universal contemporâneo.
Em lâmina delgada, o granito de Chi cala revela textura xenomórfica granular, sendo os constituintes essenciais quartzo, microclina, ortose e albite ou albite-oligoclase. Acidentalmente revelam a presença de biotite e epidoto. Minerais opacos e granada estão sempre presentes. O feldspato avermelhado confere a este granito coloração avermelhada. Exibe, quase sempre, intensa tectonização.
Na periferia de algumas manchas, como a sudeste de Taquete, o granito de Chi cala torna-se branco, embora adquira maior teor em biotite por contaminação. Ali s'ão observadas numerosas apófises quase apliticas, brancas, intrusivas no granito de Quibala, cujas espessuras raramente ultrapassam um metro. O granito em referência é igualmente intrusivo no granito regional e nas rochas metavulcânicas e metassedimentares, especialmente metagrauvaques, do Supergrupo de Oendolongo. É, porém, cortado pelos doleritos segundo diques de atitude geral N 50°-70° W.
A sudoeste de Taquete o granito torna-se microgranular e de textura porfiritica ao intrudir os pórfiros granitóides cinzentos escuros. A noroeste de Cateia, correspondente à base da elevação de metagrauvaques, estes são intrudidos pelo granito em epígrafe, o qual exibe pequena orla de transição com textura porfiritica e a presença de micropegmatite.
Determinações radiométricas Rb/Sr efectuadas na rocha total do granito de Chi cala, presente em Cacula, forneceu a idade aparente de 1688±55 m. a. (TORQUATO & ai., op. cit.). Tal idade é corroborada pelas idades aparentes obtidas nas análises isotópicas K/ Ar na biotite do granito de Cacula (1607 ± 8 e 1649±9 m. a.) e na horneblenda de metahorneblendito da mesma região (1643±40 m. a.) afectado termicamente pela intrusão daqueles (SILVA & ai., 1973, 1975).
As sucessivas manifestações magmáticas granitóides na região entre Taquete, Chicala e Capala, desde o início do Proterozóico inferior ao início do Proterozóico médio, ultimadas pela intrusão do granito de Chicala, conferem aos vários maciços graníticos ali presentes carácter nitidamente polidiapirico, de acordo com O. STEPHANSON (1975).
QUARTZO E BRECHAS SILICIOSAS
Estas rochas são de natureza filoniana, geralmente irrepresentáveis. A idade real é incerta, pelo
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que são posicionadas no final da génese de todas as rochas graníticas. A sua formação teria ocorrido tanto por hidrotermalismo tardio como por tectonismo.
O quartzo filoniano ocorre segundo a direcção N 40° E aproximada, intrusivo no granito regional e nas rochas metavulcânicas de Oendolongo, nas regiões de Tambe e de Vlonda Ganga, respectivamente.
A es-sudeste de VI onda Ganga ocorrem, dispersos, afloramentos alinhados segundo N 20° W, constituídos por brechas de composição quartzosa e granítica. Exibem intercalações siliciosas com frequentes mineralizações de pirite e calcopirite.
DOLERITOS COM E SEM OLIVINA
São relativamente frequentes na área cartografada. Destacam-se dois importantes diques segundo a orientação N 50°-70 W, de Vaba Baixo a Chicala e a noroeste de Capala, embora com frequentes interrupções provocadas por falhamentos de direcção SW-NE. Diques doleríticos irrepresentáveis à escala utilizada exibem outras atitudes (N 20°-30° W N 10° W e N-S).
Os doleritos são geralmente melanocráticos, de tonalidade esverdeada e de granularidade fina a grosseira. Ao microscópio exibem textura ofítica a subofítica. Esta última ocorre nas rochas dos diques mais possantes, os quais proporcionaram a génese de gabros subofíticos. Os constituintes essenciais são labradorite ou labradorite-andesina, piroxena (augite titanífera e pigeonite) e olivina às vezes serpentinizada. Quanto aos minerais acessórios e secundários citam-se biotite, apatite, clorite intersticial e minerais opacos. Os gabros subofíticos ainda possuem horneblenda, esfena, epídoto e rara ortopiroxena.
Os diques doleríticos são intrusivos nas rochas do Supergrupo de Oendolongo e nos granitos regional, de Quibala e de Chi cala. São, porém, intrudidos pelos diques noríticos e basálticos olivínicos descritos a seguir.
Na região contígua de Quipungo, rochas semelhantes a estas forneceram, entre as numerosas determinações radiométricas KjAr, idades aparentes de 1281±22 e 1175±69 m. a., em rocha total e plagioclase, respectivamente (SILVA & ai., 1973). A boa precisão analítica destes resultados sugere que poderão referir-se a dois estágios magmáticos fissurais de um mesmo episódio anaorogénico.
NORITOS
Estas rochas magmáticas fissurais exibem atitude próxima de N 15° W. Circunscritas a um dique na região de Muxaca prosseguem suas exposições nas direcções sudeste e noroeste, para as regiões contíguas de Quilengues e Chongorói, respectivamente. Os noritos são intrusivos no granito regional e nos diques doleríticos acima descritos. Contudo são rejeitados por falhas de direcção SW-NE e por basaltos olivínicos segundo dique de direcção N 70° E.
Os gabros noríticos exibem cor escura, ligeiramente esverdeada. A granulariedade varia de grosseira a fina, ao passarem da textura subofítica a ofítica nos designados doleritos noríticos, que são diferenciados finos de bordadura daqueles. Os constituintes são a labradorite, enstatite-bronzite, augite e micropegmatite intersticial. Quanto aos acessórios
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mais frequentes citam-se biotite castanha e minerais opacos.
Determinações isotópicas Kj Ar na rocha total, na região contígua de Quilengues, forneceram idades mínimas de 644±27 e 704±17m.a. (SILVA et ai., 1973). Estes valores são corroborados pela idade KjAr de 788±11 m. a. obtida na plagioclase dos noritos de Vila Arriaga (SILVA, 1980). Idade isocrónica RbjSr, recentemente obtida nestas rochas aflorantes no sudoeste de Angola (1118±27 m. a.), com Ro =0,7079±0,0005 (CARVALHO & ai., 1979), confirma a anterioridade em relação aos resultados KjAr. Reforça também as condições geotectónicas preconizadas para a génese deste magmatismo norítico fissural como tendo sido precoce pré-orogénico Damara no sudoeste de Angola (SILVA, op. cit.).
CRETÁCICO (APTIANO)
DOLERITOS
Foram identificados a oeste de Capala, segundo dique de orientação próxima de N-S. Comportam-se como rochas intrusivas nos metalbitófiros, metarriolitos e metavulcânicas de textura porfírica.
Exibem cor escura a negra, granularidade média e textura ofítica. A característica principal é a presença de micropegmatite intersticial, além de labradorite e augite. Piroxena é observada às vezes a ser substituída por horneblenda verde.
São rochas supostas semelhantes às da região de Quipungo, as quais forneceram idade KjAr, em rocha' total, de 132±13 m. a. (SILVA & ai., 1973).
CRETÁCICO (ALBIANO-CENOMANIANO)
BASALTOS OLIVÍNICOS
Afloram apenas na região de Muxaca e continuam na direcção sudoeste, para Quilengues. Mostram comportamento intrusivo no granito regional e nos noritos segundo duas atitudes distintas (N200E e N 70° E).
São rochas melanocráticas, em geral finas. Porém, os basaltos ocorrendo segundo diques de orientação próxima de N 20° E exibem textura porfirítica evidenciada por fenocristais de augite, plagioclase e olivina. Esta encontra-se, às vezes, totalmente serpentinizada.
Rochas basálticas filonianas que ocorrem na região de Quilengues, forneceram idade KjAr, em rocha total, de 111±11 m. a. (SÚ,vA & ai., 1973).
M. M. ANDRADE (1956) considerou que estes basaltos manifestavam semelhanças com os de Porto Amboim e Novo Redondo, aos quais F. MOUTA & O'DONNELL (1933) atribuíram idade cretácica.
QVATERNÁiuo
ALUVIÕES EM GERAL E SEDIMENTOS ELUVIAIS lN DIFERENCIADOS
As aluviões relativamente espessas, de composição argilo-arenosa e de coloração escura a preta devida à matéria orgânica, acompanham os leitos dos rios Catumbela, Cuando, CubaI da Hanha e Coporolo, entre outros de menor expressão. Passam lateralmente, de modo indiferenciado, a eluviões de coloração geralmente avermelhada. Lateritização é observada neste últimos, embora impossível de materializá-la através da cartografia, devido à escala utilizada.
TECTÓNICA
Na região de Caluquembe não existem estruturas dobradas preservadas, originadas durante a tectónica plástica actuante no Ciclo Eburneano. Apenas foram observados testemunhos residuais de supostas dobras isoclinais ou abertas do tipo sinformal, em virtude da erosão ter sido tão intensa e profunda que atingiu as próprias raizes do Cinturão Móvel do Quipungo.
Os dobramentos ter-se-iam originado durante as deformações compressivas Quipungo segundo a orientação SE-NW aproximada.
As rochas do Supergrupo de Oendolongo, em especial as metassedimentares, evidenciam atitudes do seu acamamento (So) e/ou xistosidade ou folheado metamórfico (SI) regra geral orientadas para nordeste, embora localmente ocorram excepções. Os quartzitos a norte de Tambe exibem folheado segundo N 45° E, vertical, enquanto a oeste de Canduco os micaxistos mosqueados se orientam para N 15° E com mergulho médio para noroeste. Porém, os micaxistos aflorantes a norte de Caluquembe evidenciam atitude variável segundo N 15°-45° W, subvertical.
Os migmatitos de paleossomas gnáissico e ectinitico, aflorantes na região de Canduco, apresentam xistosidade, gnaissosidade ou bandamento metamórfico segundo N 30° E, vertical.
Quanto à tectónica rigida a região em apreço exibe frequentes exemplos. Sua instabilidade persistiu até à actualidade, conforme atestam as presentes fontes termo minerais (Termas de Tambe) e os frequentes sismos, cuja intensidade é relativamente baixa.
Os falhamentos, considerados mais antigos e importantes da região de Caluquembe, exibem orientação segundo N 40°-70° W. São balisados expressivamente por brechas quartzosas, rnilonitos e cataclasitos, entre outra rochas cataclásticas. Ter-se-iam originado durante e logo após o soerguimento das rochas de Quipungo. São falhamentos predominantemente direccionais ou transcorrentes. Segundo este sistema de falhamentos ocorreram as intrusões dos pórfiros graniticos e granodioriticos e dos doleritos.
Todas as rochas metavulcânicas do Supergrupo de Oendolongo evidenciam frequentes fraturamento e milonitização segundo SE-NW. Na região de Muxaca o granito regional apresenta numerosas diaclases segundo N 20°-40° W.
Precedendo o inicio do Rifeano superior, a região foi afectada, nos tempos pré-damarianos, por tectonismo gravitacional de orientação geral segundo N 15° W. Alguns destes falhamentos foram em seguida obliterados pelo magma noritico. Este sistema de falhamentos rejeita o anterior, conforme materializado pelos doleritos. A fonte termornineral no rio Tambe, rica em CaS04 e Na2S04, situada a noroeste de Calépi, ocorre segundo estes falhamentos reactivados.
A maioria dos rios da região estudada seguem linhas de fraqueza distribuidas pelos dois sistemas de falhamentos citados.
Finalmente durante a reactivação wealdeniana da plataforma angolana (SILVA, 1978), tal como ocorrera na plataforma brasileira (ALMEIDA, 1966), a região em apreço foi afectada pela tectónica tafrogénica. Este tectonismo distensivo do tipo germanótipo proporcionou a génese de falhamentos normais segundo as direcções SSW-NNE e SW-NE. Alguns dos primeiros foram obliterados pelos doleritos e
basaltos olivínicos, enquanto os segundos, rejeitando os diques doleriticos e noriticos, são considerados os mais modernos.
EVOLUÇÃO GEOTECTÓNICA
Os metagabros e os metadioritos anfibólicos, preservados como macroencraves resistentes à remobilização eburneana, são a formação suposta mais antiga, provavelmente correlacionável com o Complexo Gabro-Anortositico, cuja idade é tentativamente admitida limpopo-liberiana (2700±200 m. a.) (SILVA & SIMÕES, op. cit.).
No dealbar dos tempos eburneanos, ao iniciar-se o Proterozóico inferior, a região em apreço passa a constituir parte de importante faixa móvel a que se designou Cinturão Móvel do Quipungo (TORQUATO & aI., op. cit.). Ao serem gerados importantes fenómenos tectono-magmáticos processou-se su bsidência acompanhada de sedimentação pelitico-psamítica e magmatismo hipabissal e efusivo de natureza granítica a andesitica, entre cerca de 2650 e 2350 m. a. (SILVA & KAWASHITA, 1978). Este vulcanismo foi precedido precocemente por manifestações da série espilito-queratófira, atestando para a região magmatismo submarino supostamente na influência de uma zona de Benioff.
Durante o metamorfismo regional eburneano, ao inverterem-se os fenómenos subsidentes, geraram-se os metaespilitos, metalbitófiros, quartzitos, metagrauvaques, micaxistos, filitos, raros metaconglomerados, metp.rriolitos, metadacitos (vulcano-sedimentares ou não) e pórfiros graníticos, rioliticos, daciticos, granodioríticos, tonaliticos e andesíticos recristalizados do Supergrupo de Oendolongo (c. 2350--2250 m. a.).
As rochas de Oendolongo afloram também expressivamente nas regiões contíguas. A leste de Caluquembe, em Chipindo (Chissoé), a sequência Oendolongo foi incluída no Sistema (Grupo) de Chivanda, tal como os ectinitos de Vila Branca, a sudoeste de Bomba (KORPERSHOEK, 1970). Porém, os geólogos da «Sofremines» admitiram que as rochas metassedimentares de Vila Branca e de Calépi poderiam também pertencer à Série de Jamba do Sistema (Grupo) de Cassinga (BRGM, 1973). Em vista desta posição litostratigráfica tão controvertida limitar-nos-emos a aceitar a presença dos grupos Chivanda e Cassinga, não diferenciados, para a região de Caluquembe.
As rochas do Supergrupo de Oendolongo são supostas contemporâneas das do «Ventersdorp Supergroup» do Cratão de Kapvaal na África do Sul, cujas lavas andesíticas e ácidas forneceram idades isotópicas de cerca de 2300 m. a. (SIMPSON & KRÕNER, 1971) e 2600 m. a. (VAN NIEKERK & BURGUER, 1979), respectivamente. .
Durante o desenvolvimento do metamorfismo regional eburneano, intensa palingénese, acompanhada de anatexia e metassomatose, levou à génese do granito regional (2236±44 m. a.) a partir das rochas pré-existentes numa homogeneização bastante perfeita. Entre este granito e as rochas da sequência Oendolongo geraram-se as rochas granitóides, geralmente biotiticas e de textura porfiritica, consequência de endomorfismo e de imperfeita homogeneização. Simultaneamente originaram-se os migmatitos de paleossomas gnáissico e ectinitico, actualmente reduzidos a testemunhos residuais, presentes nas regiões de Canduco e de Lumbir. Contemporaneamente,
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desde os tempo s sincinemáticos eburneanos, processou-se a metassomatose que, através de intensa microclinização porfiroblástica geralmente tardia, gerou o granito de Quibala, bem representado na região noroeste de Caluquembe. Este metassomatismo parece ter terminado há 1768±122 m. a. (SILVA, 1977; TORQUATO & ai., op. cit.), ao iniciar';se o soerguimento eburneano.
Contudo, durante a fase tardi-cinemática eburneana, ocorreu, na região oes-sudoeste de Caluquembe, a intrusão do granito de Tambe e do pegmatito de Alto Qué, há 1990±53 e 1996± 11 m. a., respectivamente (SILVA & ai., 1975; TORQUATO & ai., op. cit.). A moscovite daquele granito forneceu idade K/Ar de 1700±10 m. a., que significa o final do soerguimento e correspondentes resfriamento e cratonização definitiva eburneanos. Antes destes, porém, no período pós-cinemático eburneano, há cerca de 1800 m. a., numerosos pegmatitos ocorreram na região contígua de Quipungo, sendo irrepresentáveis na região em estudo. Os pórfiros graníticos e granodioríticos, distribuídos por alguns diques orientados segundo SE-NW, parecem ter-se originado antes da intrusão do granito de Chicala. Verificou-se que este não foi intrudido ao contrário do granito de Quibala.
Em seguida à cratonização das rochas Quipungo, entre cerca de 1700 e 1650 m. a. (SILVA & ai., 1973, 1975; TORQUATO & ai., op. cit.), magmatismo granítico cratónico, de natureza alcalina, foi responsável pela intrusão do granito de Chicala. Após a génese deste teriam ocorrido manifestações aplíticas, quartzosas e pegmatíticas frequentes, embora irrepresentáveis, que se confundem com as ocorridas nos tempos pós-cinemáticos eburneanos.
No final do Proterozóico médio, coincidindo com o Rifeano médio, entre cerca de 1300 e 1100 m. a. (1281±22 e 1175±69 m. a.) (SILVA & ai., 1973), magmatismo fissural anaorogénico, de natureza básica, foi responsável pela intrusão de expressivos diques doleríticos orientados segundo N 50°-70° W. Obliteraram assim zonas de fraqueza, algumas correspondendo a falhamentos transcorrentes, supostos relacionados com o soerguimento eburneano.
Ao preceder a orogénese Pan-Africana (650± ±200 m. a.), entre cerca de 1100 e 800 m. a., no início do Proterozóico superior ou do Rifeano superior, tectonismo gravitacional de orientação próxima de N-S ainda afectou a região de Caluquembe, apesar da sua razoável distância ao Cinturão Dobrado Damara. Magmatismo suposto precedendo o início da sedimentação e do magmatismo geossinclinais damarianos teria obliterado alguns desses falhamentos por meio do magma norítico, há cerca de 1100 a 800 m.a. (SILVA & ai., 1973; CARVALHO & ai., 1979; SILVA, 1980).
A orogénese Pan-Africana, tal como a orogénese Quibariana, não afectou metamorficamente a região de Caluquembe.
Terminado o Precâmbrico superior a região foi submetida a sucessivos fenómenos epirogénicos e erosivos. Somente ao finalizar o Mesozóico, no Jurássico e no Cretácico, processou-se a tectónica tafrogénica durante a reactivação wealdiana da plataforma angolana (SILVA, 1978). Os falhamentos normais assim originados segundo direcções N-S a N 20° E e SW-NE, inclusivé N 70° E, foram preenchidos por doleritos e basaltos olivínicos há 132± 13 e 111±11 m. a., respectivamente (SILVA & ai., 1973), durante o Cretácico inferior e médio.
Durante o Cenozóico ultimou-se a geomorfogé-
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nese da Cadeia Marginal de Montanhas, a qual contribuiu para acelerar os processos erosivos. Estes orientaram-se, nos sentidos sudeste, para a Depressão do Cunene (Sinéclise do Calaári), e oes-sudoesté e norte, para as bacias dos rios Coporolo e Catumbela, respectivamente, onde são detectadas as principais éluviões e aluviões.
RECURSOS MINERAIS
A região de Caluquembe é deficiente em mineralizações de interesse económico, talvez devido às intensas migmatização e granitização eburneanas que teriam contribuído para a sua dispersão.
Detectaram-se calcopirite e pirite em brechas quartzosas e graníticas, pórfiros granitóides recristalizados e granito regional da região de UI onda Ganga. Micaxistos da região de Canduco exibem a presença de pirite (SILVA, 1974 b).
Quanto à prospecção geoquímica revelou alguns valores anómalos, embora dispersos, para o cobre e o zinco (SILVA, op. cit.).
Na região de Tambe (Termas de Tambe) ocorre uma fonte termo mineral, cuja temperatura ascende a cerca de 60° C. Trata-se de água rica em CaS04 e Na2S04 (SILVA, op. cit.).
O granito de Chi cala, aflorante a noroeste de Alto Nondua, em Caluita, entre outros locais, após polido pode ser aproveitado como material de revestimento na construção civil.
BIBLIOGRAFIA
ALMEIDA, F. F. M. (1966) - Origem e evolução da Plataforma Brasileira. SEDEGEO, Porto Alegre, n.O 2, CAEG, pp. 45-67.
ANDRADE, M. M. (1954) - Rochas graníticas de Angola. Mem. Junta Invest. Cient. Ultr., Lisboa, n.O 4, 464 pp.
- (1956) - Rochas doleriticas pós-pérmicas de Angola. Mem. Not., Coimbra, n.O 40.
BORGES, A. (1924) - Reconhecimento geológico na região de Caluquembe ao Lubango, passando por N'gola e Hoque. Missão Geo/6gica de Angola, Rei. inéd. Servo Geol. Min. Angola, Luanda, pp. 8-13.
BUREAU DE RECHERCHES GÉOLOGIQUES BT MINIERES (1973) - Géologie de la Concéssion de la Companhia Mineira do Lobito. Rélatoire confidenciei du BRGM, Paris.
CARVALHO, H., FERNANDEZ, A. & VIALETIE, Y. (1979) - Chronologie absolue du Précambrien du sud-ouest de l'Angola. C. R. Acad. Se. Paris, t. 288, Série D, pp. 1647-1650.
JESSEN, O. (1936) - Reisen und ferschungenin in Angola. Dietrich Reiner, Beflin, 397 pp.
KORPERCHOEK, H. R. (1970) - Geology of the Cassinga north area; explanatory note of the 1/50000 geological map. Rei. inéd. Comp. Min. Lobito, Jamba.
MARQUES, M. M. (1977) - Esboço das grandes unidades geomorlógicas de Angola (2.a. aproximação). Garcia de Orta, Lisboa, voI. 2 (1), pp. 41-43.
MEHNERT, K. R. (1968) - Migmatites and the origin of granitic rocks. Elsevier Publishing Company, Amsterdam, 393 pp.
MOUTA, F. (1954) - Notícia Explicativa do Esboço Geológico de Angola (1/2000000). Junta Invest. Cient. Ultr., Lisboa, 179 pp.
MOUTA, F. & O'DONNELL, H. (1933) - Carte Géologique de I'Angola (1/2000000). Notice Explicative. Ministério das Colónias, Lisboa, 78 pp.
SILVA, A. T. S. F. (1974 a) - Nota prévia sobre o Geossinclinal Eburneano assinalado na região de Caluquembe (Angola). Mem. Servo Geol. Min. Angola, Luanda, n.O 13, 10 pp.
- (1974 b) - Prospecção geral da área abrangida pelas folhas 297 (Chicala-Chilunda) e 298 (Caluquembe) da Carta de Angola na escala 1/100 000. Rei. inéd. Servo Geol. Min. Angola; Luanda, 15 pp.
- (1977) - As orogéneses assinaladas na região do Cariango (Angola) e considerações àcerca do Sistema do Oendolongo e da. Série do Sansicua (Sistema do Congo Ocidental). Garcia de Orta, Sér. Geol., Lisboa, voI. 2 (1), pp. 45-64.
- (1978) - A evolução geotectónica do sudeste do Brasil, Angola e Nannbia (Sudoeste Africano). An. II Cento Acad. Ciênc. Lisboa, pp. 301-324.
- (1980) - Idade radiométrica K/Ar do dique norítico de Vila Arriaga e sua relação com a do Grupo CheIa (Angola). Com. Acad. Ciênc. Lisboa, pp. 137-159.
SILVA, A. T. S. F. & FERNANDES, N. A. (1978) - Geologia da região do Cariango (Angola). Boi. Soe. Geai. Portugal, Lisboa, voI. XXI, pp. 27-59.
SILVA, A. T. S. F. & KAWASHITA, K. (1978) - Evolução geológica da Faixa Dobrada Cela-Cariango (Angola). Boi. Soe. GeaI. Portugal, Lisboa, voI. XXI, pp. 61-82.
SILVA, A. T. S. F., MACEDO, C. A. R. & FERREIRA, J. T. (1975) - Interpretação das determinações de idades radiométricas K/ Ar de algumas rochas do Precâmbrico de Vila Paiva Couceiro, Quilengues, Chicomba e Caluquembe (Angola). Mem. Servo Geai. Min. Angola, Luanda, n.O 15, 15 pp.
SILVA, A. T. S. F. & MATA, C. A. M. P. (1974 - não distribuído) - Carta Geológica de Angola na escala 1/250000. Notícia Explicativa da folha Sul D-33/I (Vila Mariano Machado). Estudos petrográficos de Margarida Viana Cardoso Simões e António Portugal. Servo Geol.Min. Angola, Luanda, 48 pp.
SILVA, A. T. S. F. & PAIXÃo, J. C. C. (1974 - não distribuído) - Carta Geológica de Angola na escala 1/250000. Notícia Explicativa da folha Sul D-33/0 (Vila Paiva Couceiro). Es-
tudos petrográficos de Margarida Viana Cardoso Simões. Servo Geai. Min. Angola, Luanda, 64 pp.
SILVA, A. T. S. F. & SIMÕES, M. V. C. (1981)- Geologia da região do Quipungo (Angola). Garcia de Orta, Lisboa (em impressão).
SILVA, A. T. S. F., TORQUATO, J. R. & KAWASHITA, K. (1973) - Alguns dados geocronológicos pelo método K/ Ar da região de Vila Paiva Couceiro, Quilengues e Chicomba (Angola). Boi. Servo Geai. Min. Angola, Luanda, n.O 24, pp. 29-46.
SIMPSON, E. S. W. & KRõNER, A. (1971) - The geology of South Africa. Department of Geology, University of Cape Town.
STEPHANSON, O. (1975) - Polydiapirism of granitic roc1es in the Svecofennian of central Sweden. Precambrian Research, Amsterdan, voI. 2 (2), pp. 189-214.
TORQUATO, J. R., SILVA, A. T. S. F., CORDANI, U. G. & KAWASHITA, K. (1979) - Evolução geológica do Cinturão Móvel do Quipungo no ocidente de Angola. An. Acad. Bras. Ciênc., Rio de Janeiro, voI. 51 (1), pp. 133-144.
VAN NIEKERK, C. B. & BURGUER, A. J. (1979)-A new age for the Ventersdorp acidic lavas. Trans. Geai. Soe. S. Afr., vol. 81, pp. 155-165.
WINKLER, H. G. F. (1977) - Petrogénese das Rochas Metamórficas. Edgar Blücher Lda. - U. R. G. S. (tradução de Carlos Burguer Júnior), Porto Alegre, 258 pp.
375