lº CURSO UE GEOLOGIA uE CAMPO UO G GE'I

C. Coke & R. Dias

Reunião organizada por: - Grupo de Geologia Estrutural e Tectónica

/ Sociedade Geológica de Portugal com a colaboração de:

- Departamento de Geologia da Fac. Ciênc. Univ. Lisboa

- Departamento de Geociências da Univ. Trás-os-Montes e Alto Douro

235e 26 de JULHO DE 1994

INTRODUÇÃO

A possibilidade de realização de um curso de campo na região do Marão, teve desde o início

uma larga aceitação, que se traduziu por um elevado número de pré-candidaturas. A

inscrição, não só de licenciados, mas também de alunos de vários anos do curso de

Geologia, obrigou a tentar programar um curso que, de algum modo, pudesse abranger este

vasto leque de interesses; a região do Marão possibilita isto. Com efeito, as boas condições

dos afloramentos permitem que num mesmo local possam ser mostrados diversos aspectos

geológicos, desde estruturas elementares, até situações de deformação mais complexas.

Embora preconizemos que um curso de Geologia de Campo, deve ser essencialmente

prático, achámos bem elaborar um pequeno guia com alguns conceitos gerais, que para

alguns poderão parecer demasiado elementares, mas que para outros irão permitir um melhor

acompanhamento dos trabalhos de campo. Neste livro-guia, para além destas noções

elementares de Geologia, apresenta-se também um pequeno texto de enquadramento

geológico das áreas que iremos estudar.

A terminar não queremos deixar de agradecer a colaboração prestada quer pela Secção de

Geologia da Universidade de Trás-os-Montes e Alto Douro, quer pelo Departamento de

Geologia da Faculdade de Ciências de Lisboa. Este 1 Q Curso do GGET não teria sido

possível sem a colaboração prestada pelos colegas Eurico Pereira, Pedro Terrinha e Manuel

Francisco.

1 - LOCALIZAÇÃO

Localizada em plena SeITa do Marão a cerca de 12 km a WSW de Vila Real a área a visitar,

está compreendida entre os V.G. de Fragas de Ermida a S e de Freitas a N .

2 - ENQUADRAMENTO REGIONAL

Situa-se em pleno autóctone da Zona Centro Ibérica confrontando a W com os terrenos

parautóctones que constituem o prolongamento das Unidades de Mouquim e de Canadelo,

recentemente estudadas por Pereira, (1987), às quais atribuiu a idade Silúrico Superior -

Devónico Inferior.

Num corte efectuado segundo a direcção WSW-ENE a localização da Serra do Marão ocupa

uma posição central na estrutura em leque que assume a Zona Centro Ibérica, apresentando

as dobras DI, como adiante veremos, uma vergência para NE.

B

Fig. 1.

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ZCI • Zona Centro Ibérica ZOAL • Zona Oeste Asturico Leonesa ZOM· Zona Ossa Morena

ZC . Zona Cantábrica 1:'~'!4 Substracto

w E

A. Aspectos principais de uma geotransversal ao longo da Zona Centro Ibérica no Norte de Portugal. B. Interpretação esquemática da geotransversal em termos de "flake" tectónica. (Adaptado de RIBEIRO et aI.. 1988).

2

3 - ENQUADRAMENTO LITOESTRATIGRÁFICO

Um pouco à laia de introdução importa aqui deixar claro uma certa confusão existente no uso

e aplicação de alguns tennos de índole litoestratigráfica. Assim; por Formação deve

entender-se a unidade básica da classificação litoestratigráfica. O grau de diferenciação das

características litológicas que as define é variável e depende da complexidade regional e do

critério do seu autor. As características definidoras das diferentes fonnações, para uma dada

região, devem ser suficientemente distintas de modo a pinnitir a sua fácil individualização e

cartografia.

As formações dividem-se em membros e camadas e reúnem-se em grupos. Os grupos

deverão incluir no nome uma designação geográfica correspondendo à região-tipo.

o termo complexo designa uma unidade constituida por diversos tipos de uma ou várias

categorias de rochas (sedimentares, ígneas ou metamórficas) em que a sua estrutura é tão

complicada que a sucessão original dessas rochas não é decifrável. Os limites das unidades

estratigráficas devem corresponder a mudanças litológicas nítidas ou, então, terão de ser

estabelecidos arbitráriamente nas zonas de transição.

Agora sim, podemos retomar o assunto a que se refere o título acima

Um pouco à semelhança com o que sucede com os terrenos autóctones Ordovícicos da

região, foram individualizadas duas fOlmações:

- Uma qUaI1zítica na base, assentando em discordância

sobre a Fonnação da Desejosa do Grupo do Douro e

- Uma Formação Xistenta a topo.

Devido à ocorrência de elevado número de acidentes na zona, foi impossível seleccionar um

local que reunisse as condições ideais do ponto de vista estratigráfico para a realização de um

perfil tipo. No sentido de se ultrapassar o problema, segmentou-se o dito perfil em duas

partes. Um IQ segmento localizado a cerca de 700m a ESE do VG Marão e um 2Q segmento

600m a SE do anterior.

Da base para o topo temos:

3

FORMAÇÃO QUARTZITICA

CONGLOMERADO DE BOJAS - Esta unidade é constituída por um conglomerado

grosseiro poligénico. Na base predominam elementos de grauvaques e xistos,

observando-se em alguns deles o listrado típico da Formação da Desejosa. Para o topo

predominam os elementos de quartzo leitoso, apresentando por vezes dimensões

superiores a 10em. A matriz é metarenítica, quartzo-fIlítica e em alguns níveis sericítica.

Em vários locais foi observado um quartzito impuro, fino, cinzento claro, matriz

sericítica com espessura variável que recentemente se verificou tratar-se de material de

natureza vulcânica. Na nascente do Ribeiro da Ponte Velha a ESE do V.G. Marão

foram registadas estruturas filoneanas intersectando a estratificação A espessura total

ronda os 100m.

QUARTZITOS IMPUROS - São constituidos por alternâncias de bancadas centimétricas a

decimétricas de xistos por vezes grafitosos e xistos psamíticos com bancadas bastante

espessas de quartzitos impuros de grão médio a grosseiro apresentando geralmente uma

cor rosada. Esta cor bem como a presença de grãos de Quartzo de natureza vulcânica (?)

parecem estar associados ao vulcanismo relacionado com as estruturas filoneanas

observadas na unidade anterior. Na sua base ocorrem com frequência níveis

conglomeráticos de espessuras superiores a 1m sendo os elementos subangulosos de

quartzo leitoso e em menor quantidade de quartzito e xisto cinzento ou negro numa

matriz metarenitica. A espessura total ronda os 120m.

QUARTZITOS SEM FERRO - Esta unidade é constituida por quartzitos maciços, por vezes

impuros em bancadas métricas, alternando com leitos de xisto ou psamito muito bem

definidos. É frequente a ocorrência de leitos conglomeráticos, quer com características

semelhantes à unidade anterior, quer apresentando essencialmente elementos de quartzo

leitoso de vários calibres, constituindo óptimos níveis guias. A espessura total é cerca

de 110m.

QUARTZITOS COM FERRO - Caractelizam-se pela presença de ferro. Este ocorre quer em -

bancadas métricas de qurutzitos maciços quer em bancadas decimétricas a centimétricas

de xistos negros ou xistos psamíticos que com aqueles alternam. As espessuras das

bancadas de quartzitos diminuem para o topo da unidade e as de xisto aumentam. A

espessura desta unidade ronda os 130m.

4

PSAMITOS SUPERIORES - É uma unidade constituida por uma alternância de leitos

centimétricos a milimétricos de metassiltitos e filitos, conferindo um aspecto bandado à

unidade. Estes leitos bem definidos apresentam pequenas variações laterais de

espessuras. Na base, os leitos metassiltitos são mais espessos, ~acto que se inverte para

o topo da unidade. São frequentes as ocorrências de ferro principalmente na base. A

espessura total e cerca de 90m.

FOR}v1AÇÃO XISTEt .. rrA: Inicia-se com o desaparecimento dos leitos de metassiltitos. Esta

formação é constimida por xistos cinzentos a negros geralmente com quiastolites, com

aspecto monótono. A sua espessura é superior a 300m.

COLUNA LITOESTRATIGRÁFICA SINTÉTICA

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Formação Xistenta - Xistos filito-grafitosos e xistos ardosíferos, xistos quiastolíticos

filitos cinzentos com raros níveis de metassiltitos.

Psamitos Superiores - Alternância de metassiltitos e filitos com alguns níveis de ferro

(Fe) intercalados em bancadas pouco espessas .

Quartzitos com Ferro - Alternâncias de quartzitos espessos e mitos em bancadas fi­

nas com níveis de ferro (Fe) intercalados.

Quartzitos sem Ferro - Alternância de quartzitos espessos com intercalações conglo­

meráticas e filitos em bancadas finas .

Quartzitos Impuros - Quartzitos impuros espessos com intercalações conglomeráticas

e matriz metarenítica-sericítica.

Conglomerado de Bojas - Conglomerado poligénico grosseiro de matriz metarenítica.

Formação da Desejosa - Alternância de mitos cinzentos e negros com níveis de me­

tassiltitos e metagrauvaques.

5

4 - TEcrÓNICA

Na área estudada, a I ª Fase de Deformação Varisca assume particular importância e foi sobre

ela que incidiu este estudo. Mais para N e W quando nos aproximamos das formações

alóctones as fases seguintes começam a estar melhor representadas.

A I ª fase é caracterizada pela ocorrência de um dobramento intenso observado ao longo de

toda a área.

As dobras apresentam estilos diversos. Nas bancadas mais competentes de quartzitos são

mais expressivas. A vergência faz-se para NE.

o eixo das dobras apresenta uma atitude média de 10-12°; N 600W. A clivagem é de plano

axial apresentando uma direcção N60° W e um pendor elevado.

As lineaçôes de intersecção LI = SO/SI são subparalelas ao eixo das dobras. Comparando as

lineações LI do Ordovícico com as do Câmbrico (Formação da Desejosa do Grupo do

Douro) verificamos que estas apresentam pendores mais elevados e uma maior dispersão

facto que poderá dever-se à existência de um dobramento anterior possivelmente de uma fase

de deformação anterior (fase Sarda). Esta diferença de pendores evidencia também de forma

clara a discordância angular existente entre o Ordovícico e o Câmbrico.

o estiramento faz-se subparalelamente ao eixo das dobras mergulhando 3° para N 54° W. -

Como resultado deste estiramento podemos observar nas bancadas competentes de quartzito

mais puro a ocorrência de boudins com os eixos a penderem 14° para N 29°E.

Durante a formação das dobras e estruturas associadas desenvolvem-se grandes zonas de

cisalhamentos em regime frágil-dúctil, subparalelos à clivagem SI, é o caso da Falha do

Freitas e da Nascente da Ribeira do Ramalhoso. O sentido sinistrógiro destes cisalhamentos

põe em evidência o regime transpressivo esquerdo típico no ramo Sul do Arco lbero-

_ Annoricano.

No que se refere às estruturas frágeis destacam-se 4 fann1ias principais de falhas:

N 55 W Esquerdas/Cavalgantes

N 25 W Direitas

N-S Direitas e Normais e

N 40 E Esquerdas com componente normal dominante

6

INTERPRETAÇÃO DINÂMICA

Tratando-se de uma deformação progressiva, o campo de tensões ao longo da primeira fase

de deformação foi sofrendo modificações sendo possível evidenciar três estádios principais.

Num primeiro estádio da deformação (DIa), a tensão compressiva máxima 0'3 estaria

segundo a direcção WSW-ENE e seria responsável pelo dobramento intenso e pelos

cavalgamentos para NE. 0'1 ocuparia a posição subvertical e 0'2 subparalelo ao eixo das .

dobras.

Num segundo estádio da deformação (DIb) ter-se-ia verificado um ligeiro abrandamento da

compressão. A tensão compressiva máxima 0'3 teria rodado para a direcção NE-SW

enquanto que a tensão intermédia 0'2 passaria a ocupar a posição subvertical e a tensão

mínima 0'1 ocuparia agora a posição subhorizontal. Este campo de tensões aliado ao regime

transpressivo agora instalado seriam responsáveis pela ocorrência dos principais

desligamentos esquerdos subparalelos às estruturas e pelos cavalgamentos para SW.

Num terceiro estádio da deformação (Dlc), já em regime frágil ter-se-ia verificado um

decaimento significativo do valor da compressão passando a tensão máxima 0'3 para a

posição subvertical, a2 dispor-se-ia NE-SW e sI NW-SE. Este campo de tensões provocaria

o aparecimento de falhas com uma componente normal dominante. As falhas N400E por se

situarem numa posição mais próxima da tracção seriam preenchidas por quartzo filoniano

com sulfuretos associados.

7

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CARTA GEOLÓGICA ESQUE~TICA E DE ESTRUTURAS MACROSCOPICAS

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DESCRIÇÃO DAS ÁREAS A ESTUDAR

P ARAGEM A - CORTE DO FREITAS

Neste corte, feito ao longo da estrada Alto de Espinho - Marão, é possível

observar as principais unidades geol6gicas da região. O interesse principal

desta paragem reside no facto de permitir aos participantes tomarem

contacto com as litologias regionais e com o modo como se faz a transição

entre as várias unidades. Como este corte é realizado ao longo das barreiras

de uma estrada, é possível ter uma visão bastante completa da sucessão

litol6gica regional, o que permitirá a elaboração de uma coluna

litoestratigráfica (LOG).

PARAGEM B - CORTE DE ERMIDA

Na paragem anterior foi possível observar uma sequência litoestratigráfica

bastante completa devido à abertura artificial de barreiras; aqui o que se

pretende fundamentalmente é mostrar a situação mais frequente de

afloramento, na qual o geólogo apenas dispõem de informação muito

parcelar para reconstituir a sucessão regional. Deste modo, iremos aqui

tentar mostrar como marcar contactos entre várias unidades do Paleozóico

que apresentam características litol6gicas muito semelhantes. Para além

disto será ainda possível observar uma situação típica de discordância

angular formada pelo contacto entre o Grupo do Douro (Formação da

Desejosa) e o membro da base do Ordovícico (Conglomerado de Bojas).

O controlo cuidadoso das relações estruturais permitirá a elaboração de um

perfil geológico detalhado, bem como a determinação da posição das

estruturas geradas durante a orogenia varisca.

8

PARAGEM C -V.G.MARÃO

As espectaculares condições de afloramento permitem ter uma visão

bastante completa da estrutura da Serra do Marão. Com efeito, o encaixe

do Rio das Bojas originou um "corte geológico nátural" com mais de 500

metros de desnível, onde é possível observar situações complexas de

dobramento e acidentes. Para além disto será ainda possível ver e analizar.

- Critérios de polaridade (estratificação entrecruzada, gradação,

bilobites e figuras de carga);

- Dobras: Flancos, planos axiais e eixos;

- Relações geométricas entre a estratificação (SO), a clivagem (SI), a

lineação de intersecção (LI), o estiramento (Xl) e os boudins;

- Influência da litologia na génese da clivagem;

- Estratificação activa (estrias no plano de So e clivagem sigmoidal);

- Utilização dos icnofósseis (Skolithos) para a determinação do

sentido de cisalhamento.

PARAGEM D - ZONA DO RIO TEIXEIRA

Nesta região observa-se o contacto entre a unidade dos Psamitos

Superiores e a Formação Xistenta, o qual poderá ser facilmente seguido no

decorrer deste curso de campo. Os Psamitos superiores caracterizam-se por

uma alternância centimétrica a milimétrica de pelitos e psamitos

aumentando a importância da componente mais fina quando nos'

aproximamos da Formação Xistenta. O elevado contraste de viscosidade

aliado ao aumento gradual da importância dos leitos peliticos para o topo

origina estruturas particulares (e. g. dobras, clivagens, fold mullions).

9

PARAGEM E - REGIÃO DE VILA COVA

Nesta região iremos fazer um corte ao longo da Fonnação Quartzítica, a

qual apresenta numerosas dobras mesoscópicas bem desenvolvidas. Ao

longo deste corte é possível estudar com pormenor as relações

estratificação / clivagem ao longo da estrutura. Para além disto é possível

observar diversos aspectos estruturais ligados à defonnação varisca.

PARAGEM F - MINAS DE MARIA ISABEL

Ao longo desta região iremos fazer um corte no núcleo da estrutura

observada na paragem C. Aqui será possível observar com pormenor

vários exemplos de dobras mesoscópicas geradas pela deformação varisca;

nalguns casos iremos ver estruturas complexas de associação de dobras e

falhas.

Neste corte iremos ainda observar diversos aspectos induzidos por três dos

principais acidentes que cortam a estrutura da serra do Marão: Falha do

Freitas, Falha da Mina e Falha de Bojas.

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ANEXO 1

AUXILIAR DE CAMPO

11

ESTRUTURAS SEDIMENTARES

Podemos definir estrutura sedimentar como sendo a disposição mais ou menos

geométrica dos elementos que constituem o sedimento. Esta organização das partículas está

relacionada com as condições ambientais que existiam aquando da sua deposição ou, por

outras palavras, é uma consequência dos agentes geológicos e dos processos físicos

(predominantes), biológicos e químicos.

Para além das informações de carácter paleogeográfico que estas estruturas nos

fornecem, permitem-nos também reconhecer a ordem de deposição dos sedimentos ou a sua

polaridade. Esta informação é de primordial importância na interpretação estrutural já que

possibilita o conhecimento da posição (normal ou invertida) de um estrato.

As estruturas sedimentares primárias são aquelas cuja génese é contemporânea do

depósito ou ligeiramente posterior mas precedendo sempre a consolidação da rocha onde se

encontram.

Consideraremos dois aspectos principais:

o ES1RA TIFICAÇÃO INTERNA

o FIGURAS NOS PLANOS DE ESTRATIFICAÇÃO

1. ESTRATIFICAÇÃO INTERNA. Muitas vezes é possível observar uma disposição

particular nos elementos constitutivos de uma camada, principalmente nas de

origem detrítica. Algumas das estruturas internas que poderemos encontrar são as

seguintes:

A. Maciça. As partículas distribuem-se de forma homogénea a uma escala

macroscópica. No entanto quando observadas em lâmina delgada ou ao raio X,

poderão apresentar laminações (Fig. l-A).

B. Laminada ou folhe/ada.

v Laminação horizontal ou planar - As partículas dispõem-se segundo

folhetos paralelos à estratificação e paralelos entre si (Fig. I-B).

12

v Estratificação oblíqua. O material granular dispõe-se em folhetos

obliquamente à superfície de estratificação (Fig. l-C). Neste caso é possível

inferir o sentido da corrente.

v Estratificação entrecruzada. Os folhetos dispõein-se obliquamente à

estratificação mas com inclinações contrárias em cada cíclo, correspondendo a

uma mudança no sentido da corrente. Por vezes o ciclo seguinte é iniciado

por uma erosão penecontemporânea da deposição que trunca a parte superior

das lâminas. Neste caso é possível inferir a polaridade (Fig. I-D).

C. Granotriagem .. É frequente em sedimentos detríticos cujas partículas

apresentam dimensões entre os calhaus (64mm - 4mm) e argilas « 1/256mm)_ Os

contactos superior e inferior com as bancadas vizinhas são bastante nítidos.

Verifica-se geralmente uma variação de cor associada à dimensão das partículas.

desde a areia quartzosa de cor clara à argila de tonalidade mais escuraA

granotriagem pode ser vertical e horizontal. A vertical designa-se por positiva

se tivermos na base os elementos de maiores dimensões correspondendo neste

caso a uma perda de energia do meio (Fig. I-EI). Se as partículas de menor

calibre se posicionarem na base teremos uma granotriagem negativa

correspondendo neste caso a um aumento de energia do meio (Fig. I-E2).

Quando se verifica um aumento do calibre das partículas a partir da base até

certa altura e em seguida uma diminuição para o topo dizemos que a

grano triagem vertical é simétrica negativa. Se houver uma dimunuição seguida

de um aumento do calibre das partículas teremos uma granotriagem vertical

simétrica positiva.. A granotriagem vertical é um critério de polaridade

ambfguo que deve ser controlado com outros critérios.

D. Imbricação de calhaus. De uma forma geral a maior dimensão dos calhaus

dispõe-se paralelamente à superfície de deposição. No entanto por acção da

corrente de um fluído (água ou ar) os calhaus tendem a imbricar-se.

mergulhando para montante (Fig.l-F). As estruturas sedimentares deste tipo são

bons indicadores de paleocorrentes.

2. FIGURAS NOS PLANOS DE ESTRATIFICAÇÃO. Estas figuras podem ocorrer quer na

face superior (topo) quer na face inferior (base) das bancadas.

13

A. Na face inferior das camadas.

v Figuras de carga (LOAD CASTS). Resultam geralmente de uma carga

desigual sobre a argila mole hidroplástica. A areia afunda-se na argila

subjacente, independentemente da existencia de depressões pré-existentes.

Apresentam geralmente o aspecto bulboso e constituem bons critérios de

polaridade (Fig.l-G).

v Marcas orgânicas (TRACE FOSSILS). Estas estruturas resultam da actividade

de organismos. São moldes de pistas ou pegadas. Um exemplo muito

frequente destas estruturas são as cruzianas. Tratam-se de pistas constituídas

por dois sulcos paralelos. A partir da zona axial partem nervuras dispondo-se

oblíqua ou transversalmente ao eixo central (Fig. l-H). Constituem óptimos

critérios de polaridade.

v Figuras de corrente. Estas marcas são feitas pela acção de correntes na

superfície da lama e podem ser provocadas por dois agentes diferentes,

adquirindo cada uma um aspecto bastante peculiar.

n Moldagens cónicas (FLUTE CAST). São geradas pela própria corrente e.

têm a forma de sulcos de forma cónica (Fig. l-I). Estas estruturas

constituem bons critérios de polaridade e indicadores de paleocorrentes ( a

corrente evolui da parte mais estreita para a parte larga).

n Estrias e caneluras (GROOVE CAST). São marcas feitas no sedimento do

fundo por material diverso arrastado pela corrente. Estes materiais podem

ser fragmentos de madeira, de conchas, escamas de xisto ou grãos de

areia. As marcas produzidas traduzem-se por sulcos alongados (Fig. 1-1).

Estas marcas indicam a direcção da corrente e nos casos em que o objecto

escavador se encontra no final do sulco podemos concluir também sobre

o seu sentido.

n Moldes de impacto (PROD CAST e BOUNCE CAST). Resultam do impacto de

objectos no fundo lodoso; eventualmente dão-nos o sentido da corrente.

B. Na face superior das camadas.

v Marcas de ondulação (RIPPLE MARKS). São marcas de ondas manifestadas sob a forma de cristas e vales subparalelos. Estas marcas apresentam essencialmente perfis de dois tipos:

14

n Marcas de ondulação assimétricas. São produzidas por correntes

transversais. A corrente desloca-se para a parte abrupta da crista,

transversalmente a ela (Fig. l-K). São pouco utilizadas como critérios de

polaridade por se confundirem com os contra-moldes.

n Marcas de ondulação simétricas. São produzidas por oscilação ou por correntes longitudinais. Indicam-nos a direcção da corrente mas não o sentido (Fig. l-L).

v Fendas de dessecação (MUD-CRACKS). São fendas encerrando polígonos de faces aplanadas ou ligeiramente encurvadas de um número reduzido de lados. Revelam ambientes continentais e correspondem a períodos de emersão. São bons critérios de polaridade (Fig. l-M)o

Em alguns casos a estratificação pode ser deformada por processos contemporâneos do fim da sedimentação. Esta deformação pode traduzir-se por:

n Camadas convolucionadas (CONVOLUTE BEDDING). Estas estruturas traduzem-se por uma convulsão no interior da camada não afectando as superfícies da camada. São frequentes em sedimentos arenosos finos (Fig.

l-N)o

n Estruturas de escorregamento (SL UMPING). São estruturas convolucionadas em que toda a camada é afectada, resultando uma nova configuração. São devidas a escorregamentos dos sedimentos depositados em ambientes aquáticos, geralmente marinhos (Fig. 1-0).

n Pseudo-nódulos (pseudonodules). Trata-se de uma estrutura do úpo figura de carga em que o afundimento exagerado, geralmente de um arenito ou um siltito numa camada mais plástica de argila, leva a que a vasa subjacente perca toda a aderência com a camada arenosa original. O seu aspecto é de uma almofada com a face inferior convexa e a face superior aplanada (Fig. I-P). Estas estruturas constituem óptimos critérios de polaridade.

n Estruturas de origem orgânica. São formadas por organismos que vivem no sedimento.

v Skolithos. Trata-se de uma toca vertical ou subvertical construida num sedimento geralmente arenoso (Fig. l-Q). É um bom critério de polaridade.

15

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Fig. 1 - Estruturas sedimentares

16

ESTRUTURAS TECTÓNICAS

DOBRAS

A resposta das rochas à tensão em regime dúctil traduz-se na modificação de superfícies

originalmente planares para superfícies não planares dobradas.

O aspecto das dobras é bastante variado sendo detenninado por múltiplos factores, litologia,

condições da tensão, etc.

As dobras podem ser descritas e classificadas de acordo com o seu aspecto geométrico.

Por antiforma designa-se urna dobra com o fecho para cima e um sinforma se o fecho está

para baixo (Fig.2).

Fig. 2 - a. Antiforma b. Sinforma

Se a sucessão estratigráfica for conhecida e se as rochas mais antigas se situarem no núcleo

da dobra ternos um anticlinal (Fig.3a). Se por outro lado as rochas mais modernas

ocuparem o núcleo da dobra estaremos em presença de um sinclinal (Fig.3b).

a b

Fig. 3 - a. Anticlinal b. Sinclinal

17

Quando a dobra tem o fecho para cima e o seu núcleo é ocupado pelas rochas mais recentes

dizemos que estamos em presença de um antiforma sinclinal (FigAa). Quando a dobra fecha

para baixo e o núcleo é ocupado pelas rochas mais antigas temos um sinforma anticlinal

(Fig.4b).

a

Fig. 4 - a. Antiforma Sinclinal b. Sinforma Anticlinal

A linha de charneira de uma superfície simplesmente dobrada é constituida pelo conjunto

dos pontos de inflexão dessa supelfície ou por outras palavras é a linha de máxima CUIVatura

dessa superfície dobrada. O plano que contêm as linhas de charneira de um conjunto de

bancadas dobradas designa-se por plano axial. Quando este plano é CUIVO é geralmente

designado por superfície axial.

A linha de charneira separa os dois flancos de uma dobra.

O comprimento de onda de uma dobra é a distância entre duas linhas de charneira adjacentes

(Fig.5).

Fig. 5 - À = Comprimento de Onda. a = Amplitude

18

o afastamento entre pontos de inflexão contrários do mesmo flanco designamos por

amplitude.

Designa-se por eixo de uma dobra a linha que deslocada paralelamente a si própria gera a

dobra. Não deve ser confundida com linha de charneira. Tratando-se de dobras cilindricas

estas duas linhas são paralelas. As dobras não cilíndricas não possuem eixo.

A vergência de uma dobra é o sentido para onde se processou o movimento, por outras

palavras é para onde as dobras "olham" (Fig. 6).

Fig. 6 - Vergência de uma dobra

As rochas sedimentares e metamórficas apresentam muitas vezes uma trama interna que

permite a sua separação por planos constantemente espaçados. Estes planos designam-se por

planos de clivagem. São estruturas penetrativas à escala do afloramento. A clivagem está

geralmente associada a dobras, sendo na maior parte dos casos subparalela à superfície

axial.

Da intersecção das superfícies de clivagem (S 1) com a superfície de estratificação (SO) resulta

uma lineação que designaremos por (LI). Estas estruturas apresentam-se geralmente

subparalelas ao eixo das dobras (Fig. 7).

Fig. 7 - Principais estruturas associadas ao dobramento

19

A defonnação responsável pelo dobramento provoca geralmente uma reorientação dos

minerais que constituem a rocha. Estes orientam-se de acordo com as direcções dos eixos

componentes da tensão. A maior superfície do mineral dispõem-se perpendicularmente à compressão máxima e o seu maior comprimento tende a dispor-se paralelamente à tensão.

mínima, geralmente com características distensivas. Esta disposição dos minerais

constituintes da rocha sedimentar ou metamórfica vai contribuir para que ela adquira uma

maior fissilidade segundo estes planos designados de clivagem. Em muitos casos é possível

observar nestes planos lineações devidas ao alinhamento dos grãos segundo a direcção do

estiramento. Esta lineação, geralmente muito ténue e difícil de observar designa-se por

lineação de estiramento.

Quando estamos em presença de rochas xistentas é frequente observar nas superfícies de

clivagem ou de estratificação pequenas crenulações. As lineações definidas pelas linhas de

charneira destas microdobras designam-se por lineaçóes de crenulação (Fig.8).

Fig. 8 - Lineações de crenulação

Outro tipo de estruturas que ocorre também com uma certa frequência são os "boudins".

Estas eSU'uturas resultam do estiramento de bancada competentes. O estiramento vai provocar

um estrangulamentos ao longo da bancada adquirindo esta, em secção longitudinal ao

estiramento, o aspecto de chouriços ("boudins") (Fig.9).

Fig. 9 - Bancada competente "Boudinada".

20

FALHAS

As falhas são descontinuidades planares ao longo das quais ocorreu um deslocamento

significativo. Estas estruturas fonnam-se geralmente em regime semi-dúctil a frágil.

Podem ser de vários tipos:

Tipo de falha Geometria Movimentação relativa dos dois blocos

Estrias

Desligamento Vertical a subvertical Paralela à direcção do Horizontais

Verticais

Normais

Inversas

Oblíquas

(Em geral) plano de falha

Vertical

Muito inclinada (Em geral)

Pouco inclinadas (Em geral)

Qualquer tipo

Paralela à inclinação do plano de falha

Paralela à inclinação do plano de falha c/ descida do bloco superior

Paralela à inclinação do plano de falha c/ subida do bloco superior

Oblíqua à direcção e inclinação do plano de falha

Verticais

Segundo a inclinação do plano de falha

Segundo a inclinação do plano de falha

Oblíquas

Fig. 10 - Principais tipos de Falhas

21

Esquema

ANEXO 2

FICHAS DE CAMPO

22

ESTRUTURA

" r

ESTRUTURA Plano axial do kink

ESTRUTURAS DOBRADAS

o QUE SE MEDE

Atitude da superfície axial (Direcção; Inclinação)

Atitude do eixo da dobra. (Inclinação;Direcção)

Vergência (Direcção).

Atitude da clivagem em torno da dobra.

(Direcção; Inclinação)

Ângulo interflancos.

Atitude dos eixos de Boudins (Inclinação; Direcção)

QUE OBSERV AÇÓES SE REGISTAM

Natureza da superfície axial. Relação da superficie axial com o grupo de dobras.

Natureza da linha de chameira- direita ou curva.

Vergência e sentido de assimetria das dobras de arraste.

Aspecto da clivagem.

Natureza dos flancos - planares ou curvos.

Dimensões dos boudins

BANDAS DE "KINKS"

o QUE SE MEDE QUE OBSERVAÇÓES SE REGISTAM

Orientação da foleação fora das

E· d kink bandas de Kinks "'" IXO o

Natureza da foleação afectada pelas bandas kink Natureza da foleação nas bandas kink

{ "'--_-:--..Y

Foleação no interior da banda kink Foleação exterior à

banda kink

" -

°3

l Bandas kink conjugadas

"

°3

Orientação do plano axial do Kink.

Orientação do plano axial da banda Kink conjugada.

Angulo normal ou inverso entre o kink e a foleação média.

Ângulo entre as bandas kink conjugadas

Linha de intersecção das bandas Crenulações/lineações associadas à banda kink kink conjugadas

Eixo da dobra das bandas kink Largura da zona de cisalhamento

23

No Plano de Clivagem de 1ª Fase (SI)

ESTRUTURA

P'.a1l0 de eh? Com , -~L!C1i .. s=

S, id iEst",:if:c:;ç.i"

Estn~ifll::!ç'.ão

Em terrenos polifasicos

Do"'~ do =n~.

~ 5,

o QUE SE MEDE QUE OBSERVAÇÕES SE REGISTAM

Clivagem (Dir.; IneI.)

Lineação de intersecção SO/SI (Incl; Dir.)

Lineação de estiramento (Incl.; Dir.)

L2 em SI - Intersecção de clivagens posteriores no 19 plano de clivagem isto é, lineações de crenulação

Posição da SI em relação a SO Natureza da clivagem Refracção Sentido da vergência

Natureza da lineação

Natureza da intersecção da clivagem de segunda fase com a de primeira fase

No Plano de Clivagem de 2ª Fase (S2)

ESTRUTURA

S2 (Geralmente uma clivagem de crenulação ou xistosidade)

Plano de 52

SI crenulado

L2 intersecção S 1/S2

Plano de S2

Plano de S2

Elongação dos minerais

ML,

o QUE SE MEDE

Clivagem S2 (Dir.; lncl.)

L2 (intersecção de SI com S2)

LO/2 - Lineação de intersecção entre SO e 52

Estiramento dos minerais no plano de S2

24

QUE OBSERVAÇÕES SE REGISTAM

Natureza da S2: Posição da S2 em relação a. SI em relação aSO.

Vergência

Natureza da lineação

ESTRUTURA

FALHAS COMPRESSIVAS

o QUE SE MEDE

Atitude do plano de falha (Dir.; Inc!.)

Atitude dos blocos deslocados (Dir.; lnc!.)

Atitude das estrias no plano (lucI.; Dir.)

QUE OBSERVAÇÕES SE REGISTAM

Aspecto do plano (irregular. liso etc.) Largura da caixa de falha Tipo de falha

Separação estratigráfica Sentido de movimento Sentido de cisalhamento

Natureza das estrias Sentido de movimento Relações com outras falhas

FALHAS DISTENSIV AS

o QUE SE MEDE

Atitude do plano de falha (Dir.; lnc!.)

Atitude dos blocos deslocados (Dir.; lnc!.)

Atitude das estrias no plano (lnc!.; Dir.)

25

QUE OBSERVAÇÕES SE REGISTAM

Aspecto do plano (irregular. liso etc.) Largura da caixa de falha Tipo de falha Curvat1..(a do plano

Separação estratigráfica Sentido de movimento Sentido de cisalhamento

Natureza das estrias no plano de falha Sentido de movimento Relações com outras falhas

FALHAS POR DESLIGAMENTO

ESTRUTURA

Plano de falha

90" 120"

Lineação Slickenside

o QUE SE MEDE

Atitude do plano de falha (Dir.; lnc!.)

Atitude dos blocos deslocados (Dir.; lnc!.)

Atitude das estrias no plano (Incl.; Dir.)

QUE OBSERVAÇÕES SE REGISTAM

Natureza do plano de falha e material de preenchimento Largura da zona de falha

Sentido de movimento Sentido de cisalhamento

Natureza das estrias no plano de falha Sentido de movimento Relações com outras falhas

LINEAÇÕES NO PLANO DE FALHA

ESTRUTURA

Sulcos (Sem crescimento de fibras cristalinas

Plano de falha

Slickensides (com crescimento de fibras cristalinas)

Lineação Slickenside Plano de falha

o QUE SE MEDE

Atitude da lineação

Atitude da superfície da falha (Dir.; lncl.)

Atitude das unidades deslocadas

Atitude da lineação Atitude da superfície da falha (Dir.; lncl.)

Atitude das unidades deslocadas

26

QUE OBSERVAÇÕES SE REGISTAM

Natureza dos sulcos

Material de preenchimento

Sentido do movimento no plano de falha Largura da caixa de falha Deslocamento Separaçãoestratigráfica

Natureza das fibras Sentido do movimento Material de preenchimento

Largura da caixa de falha Deslocamento Separaçãoestratigráfica

ZONAS DE CISALHAMENTO

ESTRUTURA

Zona de cisalhamento frágil

'"

Zona de cisalhamento semi-frágil (Fendas de tracção "en echelon")

Trama de solução por pressão

Fendas de tracção "en echclon"

Zona de cisalhamento dúctil

0, Foleação exterior à zona de cisalhamento

-.:::-Foleação interior ,

à zona de cisalhamento \, ",

o QUE SE MEDE

Orientação dos limites da zona de cisalhamento.

Orientação das fracturas Riedel ReR·.

Orientação das fracturas P se estiverem desenvolvidas.

Orientação dos limites da zona de cisalhamento.

Orientação das pontas das fendas.

Orientação das intersecções das pontas com os bordos da zona de cisalhamento

Orientação da trama da solução de pressão com os bordos da zona de cisalhamento

Orientação dos limites da zona de cisalhamento.

Orientação da foleação nos bordos da zona de cisalhamento

Orientação das lineações na zona de cisalhamento

Orientação/vergência de dobras na zona de cisalhamento

27

QUE OBSERVAÇÕES SE REGISTAM

Natureza da zona de cisalhamento Largura da zona de cisalhamento

Natureza do material de preenchimenlO

Orientação das fracturas em relação à zona de cisalhamento

Sentido do cisalhamento Deslocamento

Natureza da zona de cisalhamento Largura da zona de cisalhamento

Natureza dos veios (fibrosos ou maciços)

Natureza da foleação na zona de cisalhamento

Sentido do cisalhamento Deslocamento Croquis da zona de cisalhamento

Natureza da zona de cisalhamento Largura da zona de cisalhamento

Natureza da foleação na zona de cisalhamento Sentido do cisalhamento Deslocamento

Natureza das dobras/vergência

BIBLIOGRAFIA

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