o PRÉ-CÂMBRICO VULCANO-SEDIMENTAR DA REGIÃO DE CHIPINDO, ANGOLA CONSIDERAÇÕES SOBRE A ESTRATIGRAFIA E TECTÓNICA

por

JOSÉ TOMÁS OLIVEIRA *

RESUMO

o Pré-Câmbrico da região de Chipindo, Angola, é constituído por uma sequência vulcano-sedimentar, designada por Grupo do Chipindo, o Complexo Vulcânico do Chicuamone e granitos circundantes posteriores.

No Grupo do Chipindo individualizam-se três unidades fundamentais: Formação Cuengué (2149±83 M. A), com grauva­ques, siltitos, tufitos e intrusões filoneanas básicas; Formação Camenha essencialmente detrítica com passagens de sedimentos vulcanogé­nicos; Formação Bambi (1835±20 M. A) com xistos negros manganesíferos, sedimentos vulcano-detríticos e rochas básicas com pillow­-lavas. As rochas deste grupo apresentam-se afectadas por uma primeira fase de dobramento, com estruturas orientadas NE-SW, a que se sobrepõe uma segunda fase com orientação geral N-S. Densa rede de fracturas afectou posteriormente toda a área. O metamorfismo varia de epizonal a anquizonal. Toda a sequência vulcano-sedimentar foi afectada pela intrusão de granitos pos-tectónicos (1557 ±30 M. A.).

O Complexo Vulcânico do Chicuamone, com forma grosseiramente circular, é constituído por riolitos, pórfiros e brechas intermédio--ácidas, rochas básicas e ainda numerosos encraves de sedimentos do Grupo do Cipindo. Este complexo vulcânico parece repre­sentar um antigo aparelho vulcânico que forneceu os vulcanitos intercalados no Grupo do Chipindo, e que posteriormente terá sido reac­tivado. As suas relações com os granitos não são claras, embora se admita que a última fase de actividade (subvulcânica 1) seja ligeira­mente anterior à instalação dos granitos.

Em termos de geologia do sudoeste de Angola, a estratigrafia estabelecida no presente trabalho mostra diferenças sensíveis em relação à que foi previamente reconhecida regionalmente, o que levanta importantes problemas de correlação estratigráfica.

ABSTRACT

The Cipindo area is one of many precambrian volcano-sedimentary remnants of soutwestern Angola, which were intruded by younger granites. This work deals mainly with the stratigrapgy of the metasediments and volcanics. '

Two main units are recognized: the Chipindo Group, a volcano-sedimentary sequence made up of three formations, nam.~ly F. Cuengué, F. Camenha and F. Bambi; the Chicuamone Volcanic Complex with acid to intermediate porphyris and breccias and basic rocks. This complex may possibly represent an old vent feeder of the Chipindo Group volcanics but which is thaught to have been reactivated in post Chipindo Group times. Both units are considered of ebumean age (2000±2oo M. A).

The volcano-sedimentary assemblage was affected by two main episods of folding, and by a sinorogenic epizonal to anchizonal metamorphism.

The granitic rocks (1557 ±30 M. A) are post-tectonic but its relationship with the Chicuamone Complex is not yet clear. The stratigraphic significance of the Chipindo Group units is discussed in a regional context.

1- INTRODUÇÃO

A geologia do sudoeste de Angola é dominada fundamentalmente pela existência de rochas grani­tóides de idade e composição diversas, nas quais existem numerosos retalhos de natureza vulcano­-detrítica que resistiram à granitização. A pequena mancha do Chipindo, situada a cerca de 150 km a sul da cidade de Huambo (folha Sul D 33/J-300) é um desses retalhos.

No esboço Geológico de Angola (1954) a maior parte daqueles retalhos foi considerado como per­tencendo ao sistema de Oendolongo, de idade pré­-câmbrica. Recentemente (CARVALHO & aI., 1979) designaram-nos por «Rochas sedimentares greso-

-conglomeráticas» atribuindo-lhe idade de 2210 M. A. A geologia destas manchas está no en­tanto mal conhecida, especialmente no que con­cerne à sua estratigrafia e tectónica.

A uma escala mais local, a região do Chipindo foi objecto de alguns trabalhos de prospecção mineira, que na grande maioria não tiveram em conta a geologia em que se enquadraram. Só em 1973 a região foi abrangida pela cartografia à escala 1/250 000 realizada pela associação BRGM-SOFREMINES no sul de Angola. Os geólogos desta associação incluiram os sedimentos e rochas vulcânicas associadas, objecto

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do presente trabalho, no denominado Sistema de Chivanda, a que atribuíram a idade de Pré-Câm­brico Superior.

Durante as férias escolares de 1972-74, quando docente da Universidade de Luanda, tivemos opor­tunidade de cartografar, embora não com o deta­lhe desejável, a mancha vulcano-sedimentar de Chi­pindo e os granitos envolventes (Fig. 1). Numa pri­meira abordagem dos problemas geológicos existente­tes procedeu-se à datação geocronológica dos gra­nitos e da sequência vulcano-detrítica, que desig­námos por Grupo Vulcano Sedimentar do Chipindo (TORQUATO & OLIVEIRA, 1977).

No presente trabalho serão abordados os aspec­tos mais significativos e controversos da estratigra­fia e tectónica locais, tentando-se ainda, e tanto quanto possível, a sua integração no quadro geral da geolo­gia regional. Reconhecemos contudo que muitos problemas permanecem ainda por resolver, dos quais daremos conta ao longo do trabalho. Aspectos fun­damentais de geologia, como sejam os relaciona­dos com o metamorfismo, só serão abordados, e mesmo assim sumariamente, quando directamente relacionados com a estratigrafia e tectónica.

Para além do interesse estritamente geológico, a região do Chipindo é ainda importante pelas suas potencialidades mineiras, nomeadamente pelas ocor­rências de ouro existentes. Um passo importante para o melhor conhecimento destas ocorrências poderá ser o estabelecimento de uma coluna estra­tigráfica correcta já que, a exemplo do que acontece em muitas regiões africanas, o ouro poderá ter ori­gem sedimentar.

Nesta perspectiva o presente trabalho poderá de algum modo ser útil.

2 - ESTRATIGRAFIA

2. 1. - Grupo do Chipindo (1835 ± 20 M. A. -2149 ± 83 M. A.).

Trata-se fundamentalmente de uma sequência de litologia variada, tendo intercalados vulcanitos áci­dos e básicos e sedimentos vulcano-detríticos. Esta sequência é constituída pelas seguintes três unidades de baixo para cima: Formação ·Cuengué, Forma­ção Camenha e Formação Bambi (Fig. 2).

As relações estratigráficas entre estas três unida­des nem sempre são fáceis de observar, principal­mente devido à importante cobertura, essencial­mente constituída por laterites, solos e ainda sedi­mentos eólicos do Sistema do Kalahari, aos quais não se fará qualquer referência.

FORMAÇÃO CUENGUÉ (2149 ± 83 M. A.).

Esta unidade aflora principalmente ao longo do rio Cuengué e seus subsidiários, em particular os rios Chissoe e Jombo. São ainda conhecidos vários afloramentos na base da encosta sul dos morros Eca­langa e a oeste da povoação Canjanja. É exacta­mente nestes morros que se podem observar melhor as relações com a unidade supra jacente.

A sequência litológica da Formação Cuengué ficou mal conhecida por carência de bons aflora­mentos. No essencial, é constituída por metagrau­vaques cinzentos e duros, tendo intercalados pelitos e siltitos vermelhos xistificados, por vezes com estra­tificação entrecruzada milimétrica a centimétrica e

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raros metavulcanitos ácidos sericitizados. Alguns dos pelitos e siltitos correspondem a verdadeiros tufitos nomeadamente os que ocorrem no topo da unidade, e que apresentam pequenas elipses defor­madas de materila silicioso fino referível a lapilli. Determinações geocronológicas efectuadas nestes tufitos atribuíram-lhe a idade de 2149 ± 83 M. A. (TORQUATO & ai., 1977). A base da unidade é des­conhecida.

Petrograficamente os metagrauvaques são cons­tituídos por quartzo (algum de origem vulcânica), feldspatos alcalinos alterados, plagioclases, clorite e biotite de neoformação, esfena, turmalina, zircão e raros c1astos líticos e chérticos. A matriz apresenta-se sempre muito recristalizada, clorito-sericítica. A forte recristalização e a presença de c1orite, biotite e albite(?) de neoformação demonstram que estas rochas se apresentam metamorfizadas na fácies dos xistos verdes.

Os pelitos apresentam-se normalmente cons­tituídos por minerais filitosos orientados nos planos da xistosidade, sílica criptocristalina e óxidos de ferro. Por difractometria de Raios X (PEREIRA & GOMES, 1970) foram detectadas moscovite (2 M), caulinite, quartzo e rara clorite.

No contacto com os granitos as rochas da For­mação Cuengué apresentam-se metamorfizadas, pas­sando os metagrauvaques a corneanas quartzo-felds­páticas, e os xistos e pelitos a xistos mosqueados com agregados de clorite+sericite+quartzo.

Intimamente associados a esta formação apa­recem numerosos filões de rochas básicas, metamor­fizadas para as fácies dos xistos verdes (predomi­nância de anfíbolas verdes, por vezes geradas à custa de plagioclases, clorite, calcite e epídoto) mas em que é possível encontrar restos de uma textura ofí-

. tica, materializada pelo entrecruzamento das hastes de plagioc1ase alterada. São pois metadoleritos. Como veremos adiante estes metadoleritos apre­sentam um grau de metamorfismo semelhante ao das rochas básicas da Formação Bambi, mostrando terem sido afectadas pelo mesmo tipo de metamor­fismo regional, que consideramos pré-câmbrico por ser anterior à instalação dos granitos com 1557 ± 35 M. A. Fica assim provada a idade pré-câm­brica dos filões doleríticos.

FORMAÇÃO CAMENHA

A Formação Camenha tem características funda­mentalmente detríticas com algumas intercalações de sedimentos vulcano-detríticos. Os seus tipos lito­lógicos, bastante variados, originam os morros alon­gados orientados nordeste-sudoeste e que dominam a paisagem. Esta orientação está intimamente rela­cionada com a tectónica regional.

A formação é subdividia em três membros: infe­rior, médio e superior.

a) Membro inferior

Observa-se bem na encosta sul do morro Eca­langa e seus prolongamentos para sudoeste, a oeste da povoação Canjanja e nos afluentes do rio Cuengué, a leste da povoação Chambassuco.

Na encosta sul do morro Ecalanga, a sucessão litológica é a seguinte, de baixo para cima: siltitos bandados cinzentos e rosados, por vezes ferruginosos, e com níveis métricos de rochas siliciosas cinzento-

1S'30' 3S' 40' 4S' SO'

4~r-------------------------------~------------------------------~------~~--------------------~------------------------------~~ LEGENDA GEOLÓGICA FOLHA 300 SUL 0-33

J-IV

sd

.1 D Laterites e solos

c

~ ... I

~ ... ITD Kalahari Areias eólicas mal consolidadas

~ ..

TT Complexo vulcânico do • TT Chicuamone - Pórfiros e brechas

>1557!35MA? intermédio-ácidas;{ .. ) riolitos e bre­chas ácidas; (-) rochas básicas

~ • ~ Formacão Bambi a:: ~ Xistos negros. sedimentos vulcano-al 1835!20MA -detríticas, jaspes e vulcanitos in-I~ termédios-ácidos; (.) rochas básicas u com pillow-Iavas I

·W o: ... ~'Formacão Camenha

• ~ Arenitos de composição diversa. pelites, tufitos;{.) conglomerados

~ Formação Cuengué ~ Grauvaques.p:~ítes e sedimentos 2149!83MA ,!ulcano-detntlcos

/7'

/

Estratificação e estratificação com indica~ão da polaridade

Xistosidade

Falhas

;./ Filões de quartzo

5S'I----~'

Rochas intermédio-ácidas

lEI Doleritos

o 2 4km

~ -MAPA GEOLOGICO DA REGIAO DE CHIPINDO

(ANGOLA)

Fig. 1 - Mapa geológico da região de Chipindo.

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LEGENDA TOPOGRÁFICA

• Povoa~ões

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~ Xistos negros manganeslferos

1 A /J A 1 Espilitoa com pillow lavas

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1=: :::::1 Siltitos

1- I Pelites

Iv-v-yl -y-y- Sedimentos vulcano-detritlHs

!4""M1 ~ Brechas ferruginosas

fVVV1 ~ Grauvaques

I s--I Estratificavão entrecruzacla

Estratif.!ça~ão gndada

Fig. 2 - Coluna estratigráfiCla esquemática do Grupo de Chipindo.

-esverdeadas, referiveis a sedimentos vulcano-detri­ticos, e ainda passagens de xistos negros (± 20 me­tros); banda de arenitos claros de granularidade variável, frequentemente com «ripples» e estratifica­ção entrecruzada planar e tipo «herringbone» (Est. I, Fig. 1), e ainda estratificação gradada com tendên­cia conglomerática para a base (20 metros); siltitos cinzentos e branco-rosados em bancadinhas cen­ti métricas ou milimétricas denunciando sedimenta­ção rítmica (20 m); superiormente arenitos gros­seiros e conglomerados do membro médio. Os siltitos, tanto da base como do topo, apresentam habitualmente estratificação entrecruzada centimé­trica associada a «ripples» e mais raramente figuras de carga, pseudo-nódulos e estruturas tipo «flaser». Localmente os siltitos podem mesmo apresentar fendas de dessecação. .

Petrograficamente os siltitos apresentam ní­tida textura clástica, com grãos de quartzo, alguns feldspatos e palhetas de moscovite, numa matriz essencialmente criptocristalina e sericítica. Quando mais acinzentados ou esverdeados têm também clo­rite e são muito ricos em turmalina. As rochas sili­ciosas referíveis a sedimentos vulcano-detríticos têm ainda textura clástica, mas são ricos em sílica crip­ptocristalina, sericite e clorite, havendo ainda alguns grãos de quartzo, provavelmente de ori­gem vulcânica. Os arenitos são impuros, com quartzo, feldspatos, palhetas de moscovite, raros clas­tos detríticos e ainda pirite, numa matriz clástica fina.

Nos morros a oeste da povoação Canjanja a lito-. logia mantem-se no essencial semelhante, sendo os

siltitos e pelitos mais avermelhados, e as rochas sili­ciosas menos significativas. Os siltitos bandados cinzentos estão contudo presentes.

Nos afloramentos do rio Cuengué, a leste da povoação Chambassuco, estão ainda presentes os mesmos tipos litológicos, mas agora com os xistos negros melhor representados.

Este membro parece portanto manter certa uni­formidade, tanto na litologia como na espessura que admitimos ser da ordem dos 60-80 metros. Contudo verifica-se que localmente os níveis basais podem apresentar-se bastante ferruginosos, mesmo brechificados, o que pensamos ser devido às con­dições de sedimentação. Na verdade, as estruturas sedimentares e o enriquecimento em óxido de ferro mostram que as rochas deste membro se terão depositado em águas mais superficiais do que as rochas da Formação Cuengué, chegando mesmo a ter uma exposição subaérea (fendas de dessecação).

b) Membro médio

Esta unidade tem litologia relativamente regu­lar e aflora bem no enfiamento dos morros Eca­bmga, Calandala, Viera e ainda nos morros a norte da povoação Chiriva. Não foi no entanto possível observar uma secção continua, pelo que a sequência litológica terá de ser descrita de maneira composita.

A parte inferior pode observar-se no leito do rio Chissoe. A sequência inicia-se aqui por um nivel de conglomerados com calhaus arredondados de tamanho variável (podendo ser quase métricos) de arenitos, siltitos claros, microconglomerados, numa matriz arenitica com óxidos de ferro (10 m); seguem­-se arenitos com «ripples» e estratificação entrecruzada, por vezes' com passagens microconglomeráticas, (12 metros); siltitos branco-rosados, por vezes esver­deados, com «ripples» e estratificação entrecruzada centimétrica, tendo intercalados niveis de arenitos rosados, por vezes brechóides (10 m); arenitos gros­seiros com estratificação entrecruzada planar e estra­tificação gradada (250 metros).

O conglomerado tem bases erosivas, passando gradualmente para o topo a arenito. No leito do rio assenta em siltitos e arenitos claros finos, mas para sudoeste chega a assentar nos siltitos cinzentos basais do membro inferior. Aliás, a composição do conglo­merado varia lateralmente, reflectindo os seus com­ponentes a litologia das rochas subjacentes. É assim que a sudoeste há muito mais calhaus de siltitos cin­zentos, alguns sedimentos vulcano-detríticas e mesmo xistos negros, numa matriz muito ferruginosa en­volvendo os calhaus. A espessura diminui nitida­mente para sudoeste, chegando a desaparecer. Para norte do rio Chissoe não é conhecido. Este conglo­merado, nitidamente interestratificado, com os seus calhaus rolados poligénicos, parece portanto repre­sentar uma discordância local, do tipo ravinamento provocado possivelmente por um rio.

Conglomerados do mesmo tipo existem ainda a leste e oeste da povoação Canjanja e no rio Visson­gue, sempre nos niveis inferiores desta unidade, e tal como o do rio Chissoe com geometria lenticular. Tal como para o anterior pensamos que representam canais de antigos rios.

A parte média e superior da sequência pode obser­var-se nos morros a norte da povoação Chambas­suco. No essencial é constituída por arenitos com estratificação entrecruzada planar, estratificação gra­dada e níveis microconglomeráticos intercalados. Para o topo aparecem niveis decamétricos de sUtitos e arenitos claros, finos e micáceos.

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A espessura total é da ordem de 400 metros, embora admitamos variações laterais importantes.

Estas características mantêm-se mais ou menos regulares em toda a região estudada, com algumas variações. Assim, na encosta norte do morro Calan­dala, os arenitos tornam-se bastante ferruginosos pas­sando gradualmente a tufos rioliticos ferruginosos (Est. I, Fig. 2) referíveis já ao membro superior. Arenitos ferruginosos ocorrem ainda na encosta norte dos morros de Chiriva.

Por outro lado, são também conhecidos vários niveis de conglomerados intraformacionais nomea­damente nos morros mais a ocidente da povoação Chiriva, onde aparecem interestratificados em are­nitos ferruginosos com estratificação entrecruzada, e ainda a nordeste daquela povoação, próximo da base das rochas bandadas do membro superior.

Petrograficamente, a maior parte dos arenitos são constituidos por quartzo, alguns feldspatos em percentagem inferior a 10 %, palhetas de minerais micáceos, grãos de turmalina e zircão, numa matriz detrítica fina, por vezes com pirite e óxidos de ferro. Em quase todas as amostras estudadas se nota importante recristalização nomeadamente de grãos de quartzo crescendo à custa da matriz, podendo mesmo os grãos aparecerem unidos transformando as rochas em verdadeiros quartzitos. Nos arenitos ferrugi­nosos o ferro aparece principalmente na matriz, na forma de óxidos. Sintomas de tectonização são tam­bém muito frequentes.

Os conglomerados são geralmente poligénicos, podendo a percentagem de quartzo ser dominante. A variedade de clastos é geralmente função das rochas subjacentes, não tendo sido encontrados clastos do soco.

Do ponto de vista das fácies sedimentares, a sedimentação grosseira, a presença de óxidos de ferro e a predominância de estratificação entrecru­zada planar e estratificação gradada apontam para que as rochas desta unidade se tenham depositado em águas superficiais. Não foi feita a análise das paleocorrentes mas as medições efectuadas indicam predominância de correntes de oeste para leste. Embora não tenha sido possível estabelecer um modelo de deposição, pensamos que a sedimen­tação se terá dado em ambientes de elevada energia, possivelmente litorais. Mas, a ser assim, como jus­tificar a presença conjunta de estratificação gradada e estratificação entrecruzada planar? Inicialmente (ToRQuATo & aI., 1977) fomos levados a admitir a existência de correntes de turbidez devido à presença da estratificação gradada, e daí termos considerado a unidade com características «flyschóides». Actual­mente admitimos que a estratificação gradada pode estar relacionada com a deposição de material detrí­tico ao longo de folhell!os (<<foresets») de grandes dimensões, de difícil observação, provavelmente rela­cionados com a existência de ondas de areia. A sua relação com as correntes de turbidez fica assim posta em dúvida.

c) Membro superior

Este mem bro é constituído por uma alternânia de bandas de arenitos e de siltitos de composição variada com passagens de sedimentos vulcano-detríticos. O número de bandas de arenitos e siltitos é contudo variável de local para local, não tendo ficado bem esclarecido se por efeitos dos dobramentos se por variações laterais de fácies. Assim, nos morros

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Macongue há três bandas de arenitos alternando com outras tantas de siltitos; na região do morro Uiera as bandas parecem ser ainda em maior número, mas aqui claramente associadas a dobras menores do anticlinal de Camenha; pelo contrário, na encosta norte do morro Ecalanga e prolongamento para suàoeste as bandas não estão representadas. Note-se contudo que as relações estratigráficas com a unidade superior (Formação Bambi) se encontram muito obscurecidas pela cobertura, com excepção da região da povoação Bambi. Mas aqui o flanco inverso do anticlinal parece estar muito estirado e deformado dificultando também as observações. Estes factos tornam difícil a apreciação sequencial da litologia deste membro.

Tanto as bandas areníticas como as siltiticas têm uma espessura da ordem dos 60-70 metros.

Os arenitos são geralmente claros, impuros e micáceos, por vezes ferruginosos, e localmente com intercalações métricas de siltitos finamente estrati­ficados. São geralmente pobres em estruturas sedi­mentares. Em vários locais (Macongue, Diera) a banda superior é constituída por arenitos branco­-rosados, muito puros, verdadeiros ortoquartzitos. Pelo contrário, a leste da povoação Camenha e nos morros de Chiriva podem surgir cinzentos e impuros.

Os siltitos são habitualmente branco-rosados ou acinzentados com passagens de pelitos avermelha­dos, geralmente com estratificação muito fina e com estratificação entrecruzada milimétrica. Intercalados, há níveis de rochas siliciosas cinzento-claras por vezes algo esverdeadas, também finamente estra­tificadas ou compactas. Estas rochas são por nós referíveis a sedimentos vulcano-detríticos em que o material vulcânico e detrítico se misturou em pro­porções variáveis. Algumas rochas claras tomam mesmo aspectos félsicos com grãos de quartzo lím­pido, de origem vulcânica (Est. I, Fig. 3).

Nos morros da Chiriva, as rochas do Membro superior ocorrem em sinclinais alongados sobre o Membro médio. Em vários destes sinclinais foi observada a seguinte sequência, de baixo para cima: sedimentos vulcano-detríticos finamente estratificados, cinzento-claros, por vezes com intercalações clásticas finas (15 m); siltitos e pelitos cinzentos ou negros com «ripples» centimétricos (15 m); siltitos e pe­titos vermelhos com possível contaminação vulcânica (20 m); sedimentos vulcano-detriticos compactos com alteração avermelhada (> 10 m). Nalguns locais os níveis inferiores apresentam-se acastanhados, fer­ruginoso;;, com aspecto tufáceo semelhante aos tufos da ponta norte do morro Calandala. São ainda rela­tivamente frequentes os nódulos elipsoidais centi­métricos que ocorrem em todos os níveis e que cre­mos serem de origem sedimentar.

As fácies sedimentares do Membro superior não forneceram muitos elementos de análise que permi­tam 'elma apreciação do seu ambiente de deposição. A alternância entre arenitos, siltitos e pelitos poderá significar uma interacção entre ambientes de elevada energia e ambientes de deposição com águas calmas.

De qualquer modo admitimos que a sedimenta­ção continuou a ser em ambientes próximos do litoral.

Conglomerados

Sobre as rochas do Membro superior ocorrem em vários locais conglomerados poligénicos de com­posição e granularidade variáveis. CC'ntudo, estes

conglomerados não assentam sempre no mesmo nivel estratigráfico, podendo aparecer quer no topo do Membro médio (7), quer sobre diversas bandas do Membro superior. De um modo geral a sua com­posição reflecte quase sempre a litologia das rochas subjacentes, podendo os calhaus apresentar-se bem rolados (Est. I, Fig. 4) ou mesmo com textura bré­chica (Est. II, Fig. 5). Estes factos apontam para a existência de um período erosivo com expressão loca­lizada já que o transporte não parece ter sido longo. As brechas podem mesmo representar depósitos de talude.

A maior parte dos conglomerados aparece ao longo das encostas dos morros, o que poderia inter­pretar-se como sendo mais recentes (em vários locais do interior africano são conhecidos conglome­rados associados ao Sistema do Kalahari, isto é, à cobertura terciária). Contudo eles apresentam-se frequentemente inclinados, por vezes dobrados e mesmo com xistosidade (Est. II, Fig. 6). Não podem portanto ser considerados mais recentes, já que não se conhece uma actividade orogénica importante ligada ao Sistema do Kalahari.

Note-se ainda que não foram encontrados nos conglomerados calhaus de rochas da Formação Bambi (ver adiante) nem da Formação Cuengué. 1sto poderá querer significar que o period o erosivo referido será anterior à deposição das rochas da Formação Bambi e que as rochas da Formação Cuengué não estavam emersas durante aquele período erosivo. Na realidade, aquele período ero­sivo não parece associado a uma discordância oro­génica em grande escala.

Filões intermédio - ácidos

Atravessando as rochas da Formação Camenha ocorrem pequenos filões de rochas compactas, cas­tanho-esverdeadas, muito alteradas, de difícil clas­sificação, mas que pensamos serem rochas intermédio­-ácidas de composição rio-dacitica. Na encosta sul dos morroa Ecalanga mostram-se dobrados e xis­tificados, tendo inclusivamente sido afectados pela primeira fase de dobramento.

A oeste da povoação Chiriva têm uma composição mais ácida, riolítica, e também se apresentam xis­tificados.

FORMAÇÃO DAMB! (1835 ± 20 M. A·)

Esta unidade aflora relativamente bem a norte da povoação Bambi (e dai a sua designação formal) e em piores condições na depressão do rio Casson­gue (a leste de Chiriva).

Litologicamente é constituída por duas sub­unidades que podemos designar por membros.

Xistos negros e vulcanitos associados

Os tipos litológicos predominantes são xistos negros carbonosos e manganesiferos, finamente estra­tificados, que lateralmente passam a sedimentos vul­cano-detríticos cinzentos com laminações milimétri­cas e centimétricas de rochas siliciosas finas. Podem ainda aparecer pequenas ocorrências de jaspe ver­melho (com pirite), cherte negro e rochas opales­centes, as quais são mais frequentes do lado nordeste da mancha do Bambi, mas que também ocorrem a sudoeste da mancha do Cassongue. Estas rochas siliciosas deverão estar intimamente associadas ao

vulcanismo. Oeterminaçães geocronológicas efectua­das nos xistos negros da mancha do Cassongue atri­buíram-lhe a idade de 1835 ± 20 M. A. (TOR­QUATO & ai., 1977).

Na região do Bambi os xistos negros apresentam andaluzite, variedade quiastolite (Est. II, Fig. 7), que se atribui ao metamorfismo de contacto provocado pelos granitos próximos. No entanto, na depressão do Cassongue também existe andaluzite, embora não sejam conhecidos granitos na área. Admitimos con­tudo a possibilidade de existência de uma cúpula granitica subjacente, responsável pela existência deste metamorfismo de contacto.

Rochas básicas com <<pillow» lavas

São rochas de tonalidades cinzento-escura ou negra, de granularidade fina a média, que apresentam localmente (2 km NW do Bambi) estruturas em «pillow» lava (Est. II, Fig. 8). Petrograficamente, a composição mineralógica não é muito variada, sendo essencialmente constituída por anfibolas verdes, plagioclases geralmente sericitizadas e em quanti­dade variável, clorite, quartzo, alguma prenhite, esfena e óxidos de ferro. De um ponto de vista textu­ral há rochas com textura subofitica visível nos tipos petrográficos granulares, e rochas com textura intergranular com amigdalas preenchidas com clo­rite, quartzo, calcite e ainda com textura fascicular dada principalmente pelas anfíbolas. Uma boa parte das anfíbolas, da clorite e a prenhite são de neofor­mação, o que mostra que as rochas estão metamor­fizadas nas fácies dos xistos verdes. As rochas apre­sentam ainda ferte cataclase, por vezes materiali­zada por uma clivagem de fractura.

O grau de metamorfismo e de alteração paten­teado por estas rochas não nos permite saber qual a sua composição primária. Admitimos contudo que tenham afinidade espilitica.

Estas rochas ocorrem unicamente na mancha do Bambi e a sua posição espacial é algo duvidosa, já que ocorrem tanto em contacto com a Formação Camenha como intercaladas nos xistos negros.

2. 2. - Complexo vulcânico do Chicuamone

Este complexo vulcânico ocupa praticamente todo o morro Chicuamone, a sul da área cartografada, e apresenta forma grosseiramente circular. A sua composição litológica é bastante variada, ha­vendo mistura dos diferentes tipos petrográficos que passam lateralmente de uns aos outros. Em termos cartográficos foi possível separar três uni­dades em que os respectivos tipos petrográficos são dominantes.

P6rfiros e brechas intermédio-ácidas

Regionalmente são as rochas dominantes. São fundamentalmente brechas vulcânicas de textura por­fírica e de composição granodiorítica a diorítica, tendo incorporados numerosos encraves de metasse­dimentos (grauvaques, arenitos, sedimentos vul­cano-detríticos) e ainda de rochas básicas de compo­sição andesitica e diorítica, com dimensões variáveis podendo chegar a decamétricas.

Microscopicamente destacam-se áreas xenolíticas bem delimitadas no seio de um fundo ou cimento com composição mineralógica e textural hetero­génea, função do maior ou menor grau de incorpo-

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ração e digestão do material xenolitico. Este cimento apresenta a seguinte mineralogia: quartzo, plagio­clase (principalmente andesina e mais raramente oligoelase e labradorite), microclina rara, anfibolas (horneblenda e actinolite), óxidos e sulfuretos metá­licos, apatite, biotite, esfena, zircão e 'ainda mine­rais de alteração nomeadamente elorite, sericite e epidoto. Esta composição varia com a natureza dos xenólitos presentes, parecendo observar-se que o teor em anfibolas aumenta com a riqueza em xenó­litos básicos e que o teor em plagioclase, micro­clina e biotite aumenta com a predominância de xenólitos de metassedimentos. Sobressaindo deste fundo há fenocristais e megacristais partidos de quartzo e plagioelase zonada e ainda encraves de andesitos traquiticos e de rochas básicas alteradas.

Rochas intermédio-básicas

As rochas dominantes são rochas negras, por­firicas, com fenocristais de feldspatos, e que revelam a seguinte composição petrográfica; textura traqui­tica com variações de fácies para textura xenomór­fica ganular; os fenocristais são de andesina inter­média a labradorite; o fundo é constituído primor­dialmente por anfibolas aciculares (por vezes com núcleo de piroxena). Há ainda clorite, epídoto, óxi­dos metálicos, biotite, apatite, esfena e zircão. Estas rochas apresentam ainda encraves de me1:assedi­mentos e de rochas básicas.

Além dos andesitos traquíticos ocorrem ainda rochas básicas em que é possível identificar restos de uma textura intersectaI com plagioclase microcrista­lina em hastes entrecruzadas, quartzo, epidoto, elo­rite e sericite ( de alteração), óxidos e sulfuretos, esfena e apatite.

Riolitos e brechas ácidas

Estão especialmente localizados no bordo norte do complexo. Os tipos petrográficos dominantes são vitrófiros riolíticos ricos em quartzo e feldspato potássico. Por vezes estas rochas apresentam aspectos brechóides, com elementos de outras rochas (ande­sitos traquíticos, metas sedimentos) num cimento de natureza riolítica. A exemplo das anteriores são também ricas em encraves de dimensões variáveis (arenitos, sedimentos vulcano-detríticos, chertes ne­gros, andesitos traquíticos, etc.). No terreno há pas­sagem gradual para os pórfiros e brechas intermé­dio-ácidas.

Todos os tipos petrográficos atrás descritos se encontram bastante tectonizados, sendo frequente as zonas de fractura carregarem-se de epidoto, em par­ticular nas rochas intermédio-básicas.

A análise micro e mesoscópica dos encraves mostra: que há encraves de metassedimentos pra­ticamente em todos os tipos petrográficos; que os pórfiros e brechas intermédio-ácidas possuem encra­ves de andesitos traquíticos e de rochas intermédio­-básicas; que nas rochas intermédio-básicas só foram identificados encraves de metassedimentos e rochas básicas. Parece portanto verificar-se a seguinte sucessão quanto à idade relativa, dos mais antigos para os mais recentes: metassedimentos (do Grupo do Chipindo) .....,..rochas básicas .....,..rochas intermédio­-básicas.....,.. pórfiros e brechas intermédio-ácidas.....,.. riolitos.

320

Na verdade o complexo vulcânico do Chicua­mone parece corresponder a uma estrutura vulcânica com longa actividade, que possivelmente se terá iniciado durante a própria deposição do Grupo do Chipindo (estando os produtos da sua actividade nele intercalados), mas que se terá prolongado para além do período daquela deposição, como parecem de­monstrar os encraves existentes. Não estão contudo bem esclarecidas as suas relações com os granitos envolventes, embora admitamos que lhes são ante­riores.

2. 3. - Granitos (1557 ± 35 M. A.)

Estas rochas já foram tratadas em trabalho ante­rior (ToRQuATo & ai., 1977) pelo que as abordaremos de maneira muito sucinta. Agrupam-se em dois tipos fundamentais.

Granito regional

A rocha dominante é um granito leucocrata de grão médio, com tendência porfiróide, com quartzo, oligoclase, microclina, biotite e moscovite. Esta composição pode contudo variar para um granito andesínico-microclínico com biotite e andaluzite, como acontece na área da povoação Lino.

Estes granitos apresentam, no contacto com os metassedimentos, manifestações de bordadura mate­rializadas pela existência de encraves e presença de mões de microgranitos e de pórfiros diorítico-quárt­zicos: em particular a sul da povoação Lino.

Granito tipo Moinho

Ocorre a leste da área estudada, nomeadamente na zona do Moinho, a norte do rio Chissoe e a leste do morro Chicuamone. A sua petrografia e geoquí­mica é nitidamente diferente das anteriores, sendo constituído por quartzo rico em bolhas gasosas, pla­gioelases, microclina, moscovite, rara biotite e ainda fluorite e topázio. É pois um granito greisenizado.

Tal como os anteriores apresenta manifestações de bordadura, com encraves de metagrauvaques (zona do Moinho), de quartzitos (zona do Chissoe) e ainda filões de pegmatitos (Moinho, Chicuamone).

A geologia destes granitos e as determinações geocronológicas efectuadas apontam para a possi­bilidade de serem pos-tectónicos (1557 ± 35 M. A.). De facto não mostram estar afectados por qualquer orientação tectónica, tendo unicamente sido sujeitos a fenómenos de rutura provocados por falhas tardias.

3 - TECTÓNICA

As rochas do Pré-Câmbrico vulcano-sedimentar do Chipindo foram afectadas por uma tectónica de dobramento a que se sobrepôs uma tectónica de rutura responsável pela existência de numerosas falhas.

Dobramentos

A análise da carta geológica mostra a exis­tência de amplas estruturas anticlinais e sinelinais mergulhando suavemente para oeste. Na região da povoação Camenha a estratificação desenha am­pla rotação de cerca de 180°, com mergulho para

21

N

s Fig. 3 - Diagrama 'TC dos polos da estratificação (204 polos). Contornos a 0,5;

1; 3; 5 e 7%.

321

322

s Fig. 5 - Diagrama 1t dos polos da xistoslidade (66 polos). Contornos a 1,5; 3;

6 e 9%.

o exterior da estrutura, à excepção do flanco sul, inver­tido em que o mergulho predominante é para norte.

Esta posição de estratificação e a polaridade estra­tigráfica que se observa na zona da charneira, com passagem dos grauvaques da Formação Cuengué, para as rochas detríticas da Formação Camenha, e ainda l1ara os xistos negros e rochas básicas da For­mação Bambi, constituiram a chave para a decifra­ção da estratigrafia regional. De facto interpretamos a estrutura como um vasto anticlinório, em que o flanco sul se apresenta comprimido e mesmo lami­nado.

Para sul, e bordejando a margem norte do rio Cuengué, fica nova estrutura sinclinal, cujo fecho se parece dar na zona de confluência dos rios Cuengué e Chissoe.

A presença dos xistos negros na depressão do Cassongue materializa nova estrutura sinclinal, mas agora afectada por uma grande falha inversa (falha do Calandala-Chiriva) que fez subir o bloco da Chi­riva, formado principalmente pelos arenitos do mem­bro médio da Formação Camenha, nos quais fica­ram preservadas algumas estruturas sinclinais com rochas do membro superior daquela formação.

Esta fase de dobramentos amplos, com vergência para sul, é a dominante. Note-se contudo que nos flancos desta grande estrutura as dobras menores desta fase não são fáceis de detectar, devido prova­velmente à sua amplitude originando amplas ondu­lações. Precisamente por isso este dobramento parece não ter sido acompanhado de uma xistosi­dade importante, que no entanto existe e sempre orientada para uma posição próxima de este-oeste, vertical.

No capitulo referente à estratigrafia abordámos a problemática dos conglomerados, em particular os que assentam em vários niveis da Formação Camenha e que parecem relacionados com um perío­do erosivo pós-Formação Camenha e ante-Formação Bambi. Este período erosivo poderá estar relacio­nado com a existência de movimentos epirogénicos que marcariam um 1. o episódio desta fase de defor­mação. A este primeiro movimento de levantamento ter-se-á seguido uma fase subsidente que permitiu a deposição dos xistos negros e o vulcanismo subma­rino associado, e que vieram posteriormente a ser afectados pela fase mais importante do dobramento.

A este primeiro dobramento sobrepôs-se nova fase de deformação, orientada para o quadrante norte, e que afectou mais profundamente os niveis estruturais inferiores, onde se observam mais facil­mente dobras métricas com clivagem do plano axial orientada para aquele quadrante. Nos niveis superio­res a clivagem de plano axial é menos penetrativa, sendo substituida por um diaclasamento importante, geralmente preenchido por quartzo, em particular nas rochas areniticas. Além disso a estratificação rodou para posições mais próximas de norte-sul, acompanhando portanto o desenvolvimento da cli­vagem. Isto mesmo nos mostra o diagrama II dos polos da estratificação (Fig. 3), que no entanto é algo decepcionante por não mostrar claramente a interferência das suas fases de deformação, o que admitimos ser devido a insuficiente colheita de ele­mentos em toda a área cartografada.

A projecção estereo gráfica dos polos de xistosi­dade (Fig. 4) mostra claramente uma orientação pre­ferencial para o quadrante norte, transversal à orien­tação das estruturas maiores da 1. a fase evidenciadas na carta geológica. Existem ainda alguns valores

mais próximos da posição E-W, 90 que são referí­veis à ;,ristosidade que acompanhou o primeiro dobra­mento. Reconhece-se no entanto a necessidade de uma amostragem mais completa para ques estes factos sejam mais evidentes.

Falhas

Toda a região do Chipindo foi afectada por uma importante rede de fracturas, na maior parte fa­lhas de desligamento, tanto esquerdas como direi­tas. Esta fracturação é particularmente evidente nas rochas da Formação Camenha. Normalmente, as zonas de rutura estão brechificadas, acompanhadas de uma rede de filonetes de quartzo envolvendo a rocha encaixante, e em numerosos casos há mesmo filões de quartzo instalados nas fracturas. A orien­tação predominante destas falhas de desligamento é de WNW-ESE, havendo também orientações mais próximas de N-S.

O bordo norte do anticlinal da Camenha é afec­tado por uma grande falha, que se prolonga para o vértice Calandala e zona da Chiriva (não visivel devido à cobertura). Como atrás se disse esta falha parece funcionar como falha inversa.

Um facto digno de registo é a orientação geral dos filões básicos, que de um modo geral se apresen­tam com orientações próximas das fracturas. Como atrás se mostrou, estes filões apresentam-se meta­morfizados para as fácies dos xistos verdes, o que poderá significar que a rede de fracturas é muito antiga, e que terá rejogado ao longo dos tempos.

4 - DISOUSSÃO

Com se disse anteriormente, a umca cartografia significativa efectuada na região (1973)deve-se aos geólogos da associação BRGM-SOFREMINES que inclui­ram o Grupo do Chipindo no seu Sistema de Chi­vanáa.

No Quadro I apresenta-se a estratigrafia esta­belecida e as suas relações com as unidades do Grupo do Chipindo.

ASSOCIAÇÃO BRGM - SOFREMlNES ESTE TRABALHO

Xistos negros manganesíferos ~

~ Basaltos, espilitos com «pil- «I 111 d low» lavas passando lateral- o <1)

'13-.§ mente a metavulcanitos bási-«I 't:l cos e rochas verdes ortoderi- 8 <1)

t"Il vadas .... o

.( '''' Il.

~ 0.9 O ã~ ------------------------------ --- - --------

~ uo. Sedimentos e metassedimen- -g '3::1 2:; >t"Il tos vulcano-detríticos com in- ca

I:l tercalações de brechas e con- <1) ã õ i

::I glomerados com elementos U

~ vulcânicos o O '«I Q ~ Q Metavulcanitos ácidos «I .( U § O ~ Sedimentos· e metassedimentos o

~ ~ Il. E-o t"Il «I ..... o

Quartzitos, quartzitos sericíti- 'ã t"Il .~

~ cos, quartzoxistos e conglome- ã ~.9 rados intraformacionais «I

U ... o 0<2 ].=l ,«I

~ «I

! ~ Quadro I -. Sequência estratigráfica do Sistema de Chi­

v:anda e .equivalência com as unidades do Grupo do Chipindo.

323

A análise comparativa das duas colunas cons­tantes no quadro mostra de imediato diferenças sen­síveis. A parte questões de pormenor quanto à repre­sentatividade de certos tipos litológicos (a coluna estratigráfica da associação abarca uma região mais vasta, provavelmente com litologia mais variada), a maior diferença reside na posição estratigráfica do ComplexoDetrítico Inferior (Formação Camenha) e na base do Complexo Vulcano-Sedimentar Supe­rior (Formação Cuengué). Ora a relação espacial entre as duas unidades, baseada em critérios de pola­ridade, sedimentares e tectónicos, mostra que a Forma­ção Camenha se sobrepõe em posição normal à Formação Cuengué. Mas poder-se-ia admitir que, apesar daqueles clitérios, esta sobreposição poderia ser de carácter tectónico. Como o contacto entre as duas unidades está dobrado, teriamos de admitir a existência de um carreamento importante, que teria de ser anterior à plimeira fase de dobramento. Este estilo tectónico não tem sido admitido regio­nalmente, e nós não encontrámos razões para o fundamentar.

O problema que de facto se nos pôs foi o de admi­tir que a Formação Camenha poderia no seu conjunto estar preservada em estruturas sinclinais, atendendo às semelhanças litológicas entre os seus membros inferior e superior. A ser assim o membro superior teria de constituir um grande flanco inverso e o anticlinal da Camenha passaria então a constituir um sinclinal. Nesta perspectiva a Formação Camenha poderia assentar em discordância sobre as Forma­ções Bambi e Cuengué, que seriam equivalentes laterais. Estas possibilidades, que foram analisadas, tiveram que ser abandonadas pelas seguintes razões:

1. o Não conseguimos identificar os flancos inver­sos dos possíveis sinclinais.

2. o Todos os elementos obtidos na região de Camenha-Bambi apontam para a existência de um anticlinal.

3. o A eventual discordância na base da Forma­ção Camenha não foi encontrada. De facto, alguns níveis brechóides e ferruginosos de base do membro inferior revelaram ter um significado meramente local. Por outro lado, os conglomerados da parte inferior da for­mação não podem ser correlacionados com os que aparecem no topo; os primeiros são intraformacionais e os segundo parecem assentar discordantemente em vários níveis do membro superior. Mesmo adimitindo a a possibilidade de o membro superior cons­tituir um grande flanco inverso, não podem ser considerados da base da formação, isto é, não podem materializar a discordância referida.

4. o Os sinclinais de sedimentos vulcano-detri­ticos que ocorrem no seio da Formação Camenha, nos morros Chiriva, dificilmente se justificariam.

Não queremos no entanto deixar de focar um aspecto que poderá revelar-se importante: é que as Formações Bambi e Cuengué parecem afectadas por um metamorfismo de grau mais elevado do que a Formação Camenha. Se isto se vier a confirmar, as hipóteses da equivalência lateral daquelas formações e a eventual discordância na base da Formação Camenha sairá reforçada. A ser assim a Formação

324

Camenha poderia ser paralelizada com o Sistema de Oendolongo (ver adiante).

As considerações anteriores mostram a existên­cia de numerosos problemas ainda em aberto que é necessário esclarecer.

5 - A REGIÃO DE CHIPINDO NO QUADRO GERAL DA GEOLOGIA DO SUDOESTE DE ANGOLA

O sudoeste de Angola tem sido objecto de vários trabalhos de cartografia geológica realizados prin­cipalmente pelos S. G. M. A., pelo I. I. C. A. e pela C. M. L. (associação BRGM-SOFREMINES).

Estes trabalhos puseram em evidência as princi­pais unidades litológicas regionais pré-câmbricas, no essencial constituídas por rochas metamórficas catazonais e mesozonais, metassedimentos epizo­nais, rochas gabro-anortosíticas, granitóides e meta­vulcanitos diversos.

As determinações geocronológicas efectuadas sobre estas rochas (CARVALHO, 1972; CARVALHO & ai., 1979; SILVA & ai., 1973, 1975; MENDES & ai., 1972) puseram em evidência um soco metamórfico (2900 M. A.), a orogenia eburneana (2000 ± 200 M. A.) e a orogenia kibariana (1 100 ± 200 M. A.). Estas orogenias estão no entanto mal conhecidas já que foram praticamente definidas a partir da data­ção das rochas granitóides e afins, pouco se sabendo da sequência estratigráfica dos metas sedimentos, da deformação e metamorfismo que os afectou e da cronologia das granitizações a que foram sujeitos. Todos os metassedinetos, incluindo os da região de Chipindo, são considerados como representando o início da orogenia eburneana (CARVALHO & ai., 1979), com a idade de 2210 M. A.

De um ponto de vista estratigráfico e tectónico, os únicos trabalhos de comparação com a geologia da região de Chipindo são os efectuados na região de Cassinga (KORPERSHOEK, 1970) e ainda a cartografia efectuada numa vasta área do centro-sul de Angola pela associação BRGM-SOFREMINES (1973).

Na região de Cassinga, M. KORPERSHOEK (1970) definiu o Sistema de Cassinga, composto por 3 séries: Série de Jamba com grauvaques, rochas verdes orto­derivadas com «pillow» lavas, «banded ironstones», chertes, lavas e tufos félsicos no topo; Série de Cuandja em discordância sobre a anterior, com um nível arenítico e alguns conglomerados intraformacionais (300 m) a que se sobrepõe uma sequência com rochas verdes ortoderivadas semelhantes à'l da série de Jamba (1000 m); Série de Bale, em discordância sobre as duas séries anteriores, essencialmente detrí­tica com arenitos, siltitos, argilitos e conglomerados intraformacionais, que o autor considerou deposi­tados em ambiente litoral ou deltaico (1000 m). Se­gundo o mesmo autor, o Sistema de Cassinga corres­ponderá ao enchimento de um geossinclinal, sendo as duas séries basais do período eugeossinclinal e a Série de Bale do período miogeossinclinal. A Série de Jamba apresenta metamorfismo da fácies dos xistos verdes, a de Cuandja um metamorfismo mais fraco, essencialmente com sericite e a Série de Bale praticamente não apresenta metamorfismo. Quanto à deformação, a Série de Jamba terá sido afectada por 3 fases de deformação, a de Cuandja por duas e a de Bale apresenta um dobramento moderado em domas e bacias.

Os geólogos da associação BRGM-SOFREMlNES intro­duziram algumas alterações na sequência anterior.

Assim, a Série de Jamba, que foi conservada no essencial, passou a designar-se por Sistema de Cas­singa-Jamba; a Série de Cuandja foi paralelizada com o Sistema de Chivanda e a Série de Bale com o Sistema de Oendolongo.

O Sistema de Chivanda, cuja sequência estrati­gráfica geral abordámos anteriormente (Quadro I), apresenta, segundo aqueles geólogos, importantes modificações na região de Cassinga-Vila da Ponte; as rochas verdes do topo da Série de Cuandja são consideradas equivalentes laterais de um possante conjunto detrítico (1000 m), denominado complexo xisto-gresoso. Note-se contudo que este complexo não foi identificado na restante e vasta área carto­grafada, pelo que pensamos poderá corresponder ao Sistema de Oendolongo.

Na região de Cassinga, o Sistema de Oendolongo é diferenciado dos anteriores pelas seguintes carac­terísticas: as fácies são puramente sedimentares; assenta em discordância sobre os dois sistemas ante­riores; não tem qualquer intercalação de material de origem vulcânica, contrariamente aos anteriores; as suas fácies não são intrudidas pelos granitos. Estas características parecem no entanto não ter aplicação geral, já que fora da área em referência não foi provada a discordância citada, tendo mesmo havido sérias dificuldades na separação das fácies detríticas dos Sistemas de Chivanda e de Oendo­longo, nomeadamente na região de Chitembo- Chi­vanda-Cuima. Na região de Chipindo, algumas dezenas de quilómetros a sul, também a nossa coluna estratigráfica apresenta sensíveis diferenças, como vimos.

Numa tentativa de comparação com os trabalhos focados, a deformação, o vulcanismo básico asso­ciado e até as intrusões graníticas da Série de Cuandja (Sistema de Chivanda) parecem mais próximos do conjunto das nossas Formações Camenha e Bambi. Mas neste caso os grauvaques, siltitos e tufitos da Formação Cuengué, em posição estratigráfica infe­rior, teriam de ser paralelizados com a Série de Jamba, com litologia sensivelmente diferente. Por outro lado, a nossa Formação Camenha também apresenta alguns pontos comuns com o Sistema de Oendo­longo, nomeadamente: a sua litologia com carácter fundamentalmente detrítico, provavelmente litoral; a sua enorme espessura, da ordem dos 600-700 metros.

Os factos apontados demonstram a existência de contradições importantes na tentativa de orga­nização de uma simples coluna estratigráfica global para toda a área, e que o paralelismo estratigráfico estabelecido com a região de Cassinga pode não ser significativo. Daí as razões porque organizámos uma coluna distinta para a região de Chipindo.

AGRADECIMENTOS

o autor deseja expressar os seus agradecimentos à colega Maria Alexandra Gomes Teixeira pelo estudo petrográfico preliminar de várias rochas da região do Chipindo em particular as do Com­plexo Vulcânico de Chicuamone; à colega Maria Luísa Ribeiro pela ajuda na classificação petrográfica de rochas básicas da For­mação Bambi; a todos os funcionáIios da Secção de Geologia da Faculdade de Letras, Lubango, Angola, pela excelente cola­boração prestada.

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325

.,..

Fig. 1 - Estratiikação entrecruzada tipo «herringbone». Arenitos do Membro infe­rior. 3 km SW do vértice Ecalanga.

Eg. 2 - Tufos r io líticos ferruginosos da base do Membro superior, 1 km a N de V. Calandala. Ampliação 25 x.

Fig. 3 - Sedlmento vulcano-detrítico. Notar o quartzo vulcânico. 3,5 km a N da povoação Oamenha. Ampliação 25 x.

Fig. 4 - Conglomerado com calhaus rolados de arenitoS! em matriz detrítica. 4 km a NW da povoação Chambassuco.

ESTAMPA I

Fig. 5 - Brecha s.edimentar poligénic'a. 5,5 km NNE da povoação Camenha. Fig. 6 - Conglomerado xistificado. 2,5 km a W da povoação Canjanja. Fig. 7 - Xistos negros com quiastolite. 1 km N da povoação Bambi. Amplil!:ca­

ção 25 x. Fig. 8 - Rochas básicas com «pillow» lavas 2 km a NNW da povoação Bambi.

ESTAMPA II