Sinclinal de Vila Velha de Ródão (Zona Centro-Ibérica, Portugal):
litostratigrafia, estrutura e modelo de evolução da tectónica Varisca
1. INTRODUÇÃO
O sinclinal Varisco de Vila Velha de Ródão é uma estrutura complexa situada no
bordo SW da Zona Centro-Ibérica (ZCI) e localizada entre duas outras estruturas
principais pertencentes ao mesmo ciclo orogénico: a SW, o sinforma Amêndoa-
Carvoeiro, atribuído à terceira fase de deformação Varisca (ROMÃO, 2000) e a
SE, o sinclinal da Serra de São Mamede. Corresponde a um relevo estreito e
alongado, com aplanamento geral (altitude média de 280 a 340 m), que sobressai
na paisagem, dando origem à crista quartzítica de Vila Velha de Ródão (Fig. 1)
com orientação geral NW-SE.
Fig._1 ' Carta geológica simplificada do sinclinal de Vila Velha de Ródão.
– Simplified geological map of the Vila Velha de Ródão syncline.
Nos últimos anos, foram publicados vários estudos sobre a geomorfologia e a
geologia da região de Vila Velha de Ródão para apoiar o seu ordenamento e
sustentabilidade ambiental, bem como reconhecer e identificar o património
geológico, na perspectiva da sua geoconservação (CUNHA & MARTINS, 2000;
Carvalho et al., 2006).
Dos trabalhos mais antigos, destacam-se a publicação da Carta Geológica de Nisa
(28-B) na escala 1:50 000 (RIBEIRO et al., 1965), bem como os estudos
estratigráficos e paleontológicos de DELGADO (1908), RIBEIRO et al. (1967) e
Teixeira (1981) e os de índole estrutural de Campos & Pereira (1991).
Este estudo refere-se, essencialmente, à sucessão do Paleozóico Inferior a
Médio, situada acima da discordância angular, que separa as litologias das
unidades xisto-grauváquicas do Grupo das Beiras (GB) da unidade quartzítica que
constitui a Formação do Quartzito Armoricano (FQA).
O objectivo principal deste artigo é apresentar a sucessão litostratigráfica
ordovícico-silúrica e a estrutura Varisca no sinclinal de Vila Velha do Ródão,
atendendo aos novos dados que a revisão da cartografia geológica da área, na
escala 1:25000, permitiu estabelecer. Também se correlaciona a sucessão
litostratigráfica, estabelecida no sinclinal de Vila Velha de Ródão com a
sucessão litostratigráfica do sinforma D3 de Amêndoa-Carvoeiro. Pretende-se
ainda efectuar a interpretação da tectónica regional através da caracterização
dos episódios da deformação Varisca, bem como da cinemática que lhe está
associada.
2. LITOSTRATIGRAFIA
Durante a revisão da cartografia geológica da crista quartzítica de Vila Velha
de Ródão foi reconhecida uma sucessão ordovícico-silúrica, semelhante à que
tinha sido anteriormente estabelecida no sinforma Amêndoa-Carvoeiro (ROMÃO
2000; 2001; 2006). Esta série litostratigráfica inicia-se no Floiano com uma
superfície erosiva e termina junto ao limite entre o Llandovery e o Wenlock.
Assenta em discordância, com um ângulo bastante alto (70°), sobre a sucessão de
xistos e metagrauvaques ante-ordovícicos do Grupo das Beiras (GB), a qual ainda
não foi diferenciada na área estudada. Contudo, foram reconhecidos, junto de
São Simão, filitos e metassiltitos negros intercalados de metagrauvaques
cinzentos a negros de características similares às litologias da Formação de
Barragem do Fratel (ROMÃO, 2006).
A sucessão ordovícico-silúrica estudada começa por uma sequência quartzítica
com cerca de 80 m de espessura, que corresponde à Formação do Quartzito
Armoricano (FQA). Na base desta formação observam-se, localmente, bancadas
canalizadas de conglomerados quartzosos, cujos clastos dispersos no seio de uma
matriz quartzo-arenítica, apresentam granularidade média e fina e composição
essencialmente quartzítica e, ocasionalmente de feldspato (Vilas Ruivas e
Sobral Fernando). Aos estratos de conglomerados sobrepõe-se um conjunto de
bancadas quartzíticas maciças, intercaladas de quartzitos gresosos de espessura
entre 0,5 m e 1,5 m. Por cima destas bancadas ocorrem barras finas silto-
areníticas e siltíticas de espessura centimétrica a decimétrica, muitas vezes
laminadas e com marcas de bioturbação, algumas das quais com icnofósseis de
Skolithos e Cruziana. Os Skolithos ocorrem, geralmente, na parte inferior e
média da FQA e podem ser observados em bancadas que afloram, por exemplo, em
Castelo dos Mouros e Monte do Galego. O icnogénero Cruziana foi encontrado em
estratos, localizados na parte superior da FQA (a NE de Foz do Cobrão).
À FQA sobrepõe-se cerca de 120 m de um conjunto de pelitos escuros laminados,
enriquecidos em sílica e fortemente deformados, por vezes com Didymograptus e
trilobites (RIBEIRO et al., 1965; TEIXEIRA, 1981), que constitui a Formação do
Brejo Fundeiro (FBF). A 25 m do topo desta unidade foi encontrado um horizonte
de ferro oolítico, já referenciado e cartografado no sinforma Amêndoa-Carvoeiro
(ROMÃO, 2000), muito alterado e com espessura centimétrica (secção Tapada dos
Pintos, Vilas Ruivas). Em descontinuidade erosiva, sucede a Formação de Monte
de Sombadeira (FMS), constituída por uma sequência regressiva de barras de
quartzitos impuros e meta-arenitos de características tempestíticas,
intercalados por silto-arenitos com uma componente micácea, relativamente alta
(±20 m). Esta descontinuidade é evidenciada pela presença de um horizonte
micro-conglomerático de matriz arenosa com espessura centimétrica (secção
Tapada dos Pintos, Vilas Ruivas). Sobre a FMS observa-se um conjunto de
bancadas pelíticas laminadas, com 10 a 15 m de espessura, que corresponde à
Formação de Fonte da Horta (FFH). Sucede a Formação de Ribeira do Casalinho
(FRC) constituída por ±10 m de barras quartzíticas, maciças com espessura
decimétrica, intercaladas no seu topo por estratos centimétricos de pelitos,
por vezes piritosos. Estas duas últimas formações foram consideradas
indiferenciadas no mapa (Fig._1), dado que as suas espessuras não permitem uma
representação cartográfica à escala 1:50 000.
No topo da Formação de Ribeira do Casalinho ocorre uma forte descontinuidade
erosiva que separa a sequência transgressiva de 1.ª ordem descrita, datada do
Floiano ao início do Sandbiano (andares do Sistema Ordovícico Global, BERGSTRÖM
et al., 2009), da sequência regressiva, datada do Sandbiano inferior ao
Llandovery (ROMÃO, 2001; 2006). Esta sucessão regressiva inicia-se pela
Formação de Cabeço do Peão (FCP) caracterizada por 80-100 m de bancadas de
arenitos maciços, fortemente bioturbados, intercalados de estratos de siltitos
micáceos de espessura métrica. Sucede a Formação de Ribeira da Laje, FRL (25-30
m), constituída por bancadas de arenitos arcósicos micáceos, intercalados por
arenitos e quartzitos impuros, ocasionalmente bioturbados e intercalados por
bancadas finas de pelitos. Sobre a FRL assenta a Formação de Casal Carvalhal
(FCC) cuja espessura varia entre 55 e 65 m. É constituída na generalidade por
bancadas maciças ou ligeiramente gradadas de silto-pelitos com fragmentos
disseminados de arenito, ferro oolítico e quartzo, de dimensões, normalmente
milimétricas a centimétricas (diamictitos). Estes últimos apresentam, de um
modo constante disjunção esferoidal, originando estruturas arredondadas com
dimensões que podem atingir vários metros de comprimento. Intercaladas nestas
litologias ocorrem sequências quartzíticas do tipo coarsening upwards, de
espessura entre 5 a 10 m, constituídas por bancadas de quartzitos maciços com
topos de geometria plana, fortemente erosionados e bases erosivas onduladas, ao
mesmo tempo que terminam de forma lenticular. Aos diamictitos sobrepõe-se uma
sucessão regressiva de ±30 m de bancadas de quartzitos cinzentos, por vezes
piritosos, intercalados, em particular junto à base, por bancadas areno-
siltíticas muito micáceas (30-70 cm de espessura) e de estratos pelíticos com
cor negra (< 1 cm de espessura), muitas vezes amalgamados, que constitui a
Formação de Vale da Ursa (FVU). Associados às bancadas de quartzitos cinzentos
ocorrem, por vezes nódulos de pirite com agregados de dimensão milimétrica a
centimétrica, estratificação cruzada e estruturas sin-sedimentares (dobras,
slumps, estruturas de ball and pillow e estruturas de escape de água). Por cima
da FVU ocorre uma sucessão de ±10 m de pelitos negros grafitosos, designada
como Formação da Aboboreira (FA) por ROMÃO (2000), onde foram encontrados
braquiópodes e graptólitos (Monograptus e Cyrtograptus). O conteúdo fossilífero
encontrado nesta unidade indica que estamos na presença de uma sucessão
fortemente condensada de carácter transgressivo (Romão, 2000; 2001).
Onde o sinclinal de Vila Velha do Ródão apresenta maior expressão cartográfica,
efectuou-se uma comparação entre duas secções (Fig. 2), localizadas,
respectivamente nos flancos SW (Tapada dos Pintos) e NE (Cabeço da Achada).
Fig. 2 ' Variação litológica e de espessura das unidades de duas secções da
sucessão ordovícico-silúrica do sector central do sinclinal de Vila Velha de
Ródão (Vilas Ruivas).
– Lithological and thickness variation in two sections in the
ordovician-silurian succession from the central sector of the Vila Velha de
Ródão syncline (Vilas Ruivas).
Da análise comparativa, sobressai uma variação de espessura pouco significativa
entre as várias unidades reconhecidas. Contudo, em relação à variação lateral
de litofácies destaca-se a sucessão transgressiva FRC, constituída por
litofácies quartzíticas de características litorais no flanco SW a passar a
pelíticas mais distais, no topo da unidade.
Outra variação lateral de litofácies significativa manifesta-se pela passagem
de dois conjuntos de bancadas quartzíticas, organizadas numa sequência
negativa, intercaladas em diamictitos a apenas um conjunto quartzítico nas
litologias da FCC. Ambas as situações parecem pronunciar uma maior distalidade
na bacia para NE.
3. ESTRUTURA
A designação clássica de sinclinal de Vila Velha de Ródão, abrange uma
estrutura bastante complexa (Fig._1) que resulta da interferência de dobras e
cavalgamentos atribuíveis à primeira e principal fase da deformação Varisca
(D1), os quais foram posteriormente reactivados, quer durante o período tardi-
Varisco, quer aquando dos episódios de inversão Alpina.
3.1. DeformaçãoVarisca
Do ponto de vista mesomacroscópico, os trabalhos realizados até ao momento na
região de Vila Velha de Ródão, mostraram relações de corte entre dobras e
cavalgamentos Variscos que, mais do que evidenciar fases de deformação
distintas, parecem apontar para uma situação de deformação progressiva em
regime dominantemente coaxial. Esta deformação contrasta fortemente com a que
predomina em vastos sectores do autóctone da ZCI, caracterizada por um regime
transpressivo esquerdo (RIBEIRO et al., 1990a; DIAS, 1998; DIAS et al., 2006).
Com efeito, quer nos sectores mais setentrionais (Torre de Moncorvo ' DIAS et
al., 2003; Marão ' COKE et al., 2003; Viana do Castelo ' PAMPLONA et al.,
2006), quer junto ao contacto com a Zona de Ossa-Morena (Amêndoa-Carvoeiro '
ROMÃO, 2000; Portalegre ' PEREIRA, 1999) tem sido evidenciado um importante
regime não coaxial devido à existência de uma forte componente regional de
cisalhamento esquerdo. Neste sentido, torna-se então possível abordar as
principais estruturas que existem na região estudada segundo uma perspectiva
geométrica e cinemática.
3.1.1. Dobras D1
Tal como já foi referido anteriormente, a estrutura mais visível do ponto de
vista cartográfico na região é o denominado sinclinal de Vila Velha de Ródão
com uma orientação geral NNW-SSE. Esta estrutura, devido às sequências
ordovícico-silúricas, é possível de seguir durante cerca de 55 km de extensão,
apresentando uma largura variável entre algumas dezenas de metros e os 3 km
(Fig._1). No entanto, quando se observa esta estrutura com mais detalhe
verifica-se que ela mostra uma variação longitudinal bastante acentuada (Fig.
4), sendo de destacar alguns aspectos particulares:
' no que diz respeito às terminações longitudinais da macroestrutura, nota-se
que em ambos os casos correspondem a um monoclinal inclinado para SW (da
Catraia Cimeira, a NNW, e da Serra de São Miguel, a SSE ' corte A/B da Fig._4).
Esta situação deve-se à movimentação para NE do cavalgamento de Vinagra ' Foz
do Cobrão que foi responsável pela laminação do flanco SW do sinclinal de Vila
Velha de Ródão.
' o flanco SW apresenta-se geralmente bastante deformado devido à existência de
um conjunto de cavalgamentos imbricados que serão descritos em pormenor mais à
frente. Neste momento, o que é importante realçar, é que devido a esta maior
deformação, nalguns locais a estrutura geral pode ser considerada um
sinclinório.
' uma transversal feita ao nível de Foz do Cobrão (corte I/Jda Fig._4)
evidencia aquilo que foi designado por anticlinal de Sobral Fernando, o qual
dificilmente pode ser considerado um equivalente lateral da estrutura em
sinclinal geral. Qualquer modelo que venha a ser proposto para a evolução
geodinâmica regional terá que ter em consideração esta situação.
A nível mesoscópico as dobras D1 apresentam geometrias e estilos distintos e
são caracterizadas por amplitudes métricas a decamétricas e, mais raramente,
centimétricas. Os planos axiais destas dobras, de orientação geral NW-SE a NNW-
SSE, inclinam em média cerca de 65º-70º para SW, mostrando uma vergência para
NE, mas foram também observadas retrodobras vergentes para SW (Foz do Cobrão).
Associada a estas dobras desenvolve-se geralmente uma clivagem (S1) de plano
axial (Fig. 3A), normalmente penetrativa, excepto nas bancadas quartzíticas e
quartzo-areníticas da sucessão ordovícico-silúrica onde normalmente é espaçada
e incipiente ou se encontra mesmo ausente.
Fig._3 ' Projecção estereográfica da clivagem S1 (A) e da lineação de
intersecção L1 (B) na região de Vila Velha de Ródão (rede de Schmidt,
hemisfério inferior).
– Stereographic projection of the S1 cleavage (A) and of the L1
intersection lineation (B) in the Vila Velha de Ródão region (contoured equal
area lower hemisphere).
É de salientar que, embora do ponto de vista geométrico S1 apresente uma clara
dominância da direcção coincidente com a orientação geral das dobras, existe
alguma dispersão indicando atitudes próximas de E-W mergulhando para N (Fig.
3A), o que parece dever-se à rotação junto a zonas de cisalhamento posteriores.
No que diz respeito aos eixos das dobras D1, eles apresentam uma ligeira
ondulação (com valores de inclinação geralmente inferiores a 20º-25º, quer para
SE, quer para NW) que é bem visível no padrão geral cartográfico (Fig._1).
Contudo, tanto na estrutura anticlinal de Sobral Fernando, como na transversal
passando por Perdigão foram reconhecidos eixos de dobras com pendores elevados
(70º-75º) que correspondem a situações mais tardias em relação às dobras com
eixos pouco inclinados (embora sejam ainda consideradas D1, como veremos
adiante).
Quanto à lineação de intersecção L1, (S0/S1) é a estrutura linear mais
observada, mostrando um predomínio das orientações N35º-40ºW (fig._3B),
situação espectável tendo em consideração que estamos na presença de uma
clivagem de plano axial; no que respeita ao mergulho de L1, encontram-se
variações, desde pouco inclinadas a muito inclinadas, o que é compatível com o
que foi referido anteriormente a propósito dos eixos das dobras.
No entanto, quando se compara o comportamento de S1 e de L1 para a região
estudada (respectivamente Figs._3A_e_3B) torna-se evidente que as lineações de
intersecção apresentam uma dispersão superior à que seria de esperar, atendendo
às variações da clivagem. Esta aparente anomalia é perfeitamente compreensível,
tendo em consideração que os diagramas agora apresentados se referem não só a
medições efectuadas nas sequências ordovícico-silúricas, mas também nos
metasedimentos subjacentes; considerando que o GB foi profundamente afectado
pela fase Sarda s. l. (e.g,.Romão et al., 2005), as medições de L1 aqui
efectuadas contribuem necessariamente para o aumento da dispersão.
Finalmente, no que diz respeito à lineação de estiramento (X1) ela não foi
detectada nas litologias ordovícico-silúricas, mas apenas nos litótipos xisto-
grauváquicos do GB, onde apresenta sempre atitudes próximas da
subverticalidade, o que evidencia um regime de deformação com estiramento
subparalelo ao eixo cinemático a, situação que já havia sido descrita para
estes sectores do autóctone da ZCI (RIBEIRO et al., 1990b; DIAS, 1998; ROMÃO,
2000). Este regime cinemático de escape vertical contrasta, assim, com o
domínio transpressivo e esquerdo a NE (Viana do Castelo ' Marão ' Moncorvo) e
com o da zona de cisalhamento, transpressiva e esquerda, de Tomar ' Badajoz '
Córdoba, onde o estiramento é subparalelo ao eixo cinemático b. Os
cisalhamentos dúcteis associados à D1-D3 Varisca são fundamentalmente em
desligamentos conjugados com intersecção subvertical nestes sectores, enquanto
no domínio da ZCI onde se inclui a região estudada, os cisalhamentos dúcteis
ocorrem fundamentalmente cavalgantes e retrocavalgantes com intersecção sub-
horizontal.
3.1.2. Cavalgamentos D1
Embora numa primeira observação a estrutura sinclinal de Vila Velha de Ródão
apareça como o elemento mais marcante da região, o que sem dúvida se deve à
extrema resistência da FQA que condiciona a topografia, uma análise mais
detalhada mostra que os cavalgamentos desempenharam também um papel fundamental
na estruturação regional. Esta última disposição estrutural corresponde ao
prolongamento para NW da zona triangular de Foz do Cobrão, limitada a SW por
cavalgamento e a NE por retrocavalgamento (Fig. 5D). O seu flanco SW está
imbricado pelo cavalgamento de Vinagra ' Foz do Cobrão, caracterizado por
geometria em duplex (RAMSAY & HUBER, 1987) e é responsável pelo
deslocamento das litologias xisto-grauváquicas (GB) sobre os quartzitos da FQA.
No seu lado oposto (NE), a estrutura triangular de Foz do Cobrão está apertada
pelo retrocavalgamento de Chão das Servas-Carregais que transporta os
metassedimentos do GB sobre a sucessão ordovícico-silúrica. Os termos
mencionados de cavalgamento (forethrust) e retrocavalgamento (backthrust) são
aqui abordados no sentido da vergência dominante das estruturas (Fig. 6),
nomeadamente falhas e dobras (BUTLER, 1982).
Fig._5 ' Modelo de evolução durante a principal fase de deformação Varisca (D1)
para a região de Vila Velha de Ródão: A/ discordância angular entre o Grupo das
Beiras e a Formação do Quartzito Armoricano, antes da D1; B/ começo do
encurtamento Varisco, induzindo o dobramento das sequências sedimentares e o
aparecimento de cavalgamentos precoces no flanco SW; C/ continuação do
encurtamento, originando dobramentos mais apertados e imbricação dos
cavalgamentos no flanco SW; D/ o encurtamento continua, começando-se a
desenvolver retrocavalgamentos no flanco NE.
– Evolutionary model of Vila Velha de Ródão region during the main
Variscan deformation phase (D1): A/ angular unconformity between the Beiras
Group and the Armorican Quartzite Formation, before the D1; B/ beginning of the
Variscan shortening, inducing the folding of the sedimentary sequences and the
early thrusts appearance on the SW limb; C/ continuation of the shortening
originating the tightening of the folds and a thrusts imbrication on the SW
limb; D/ progression of the shortening led to the beginning of backthrusts on
the NE limb.
Fig. 6 ' Bloco-diagrama com a deformação do sinclinal de Vila Velha de Ródão.
– Block-diagram with the deformation of the Vila Velha de Ródão
syncline.
Ainda associados com a fase D1a foram observados cavalgamentos precoces (Fig.
5B), à escala mesoscópica e macroscópica (Portas de Ródão, Perdigão), com
vergência dominante para NE, que vão induzir dobras em condições de tensão
progressiva. Esta deformação, muitas vezes subparalela às superfícies das
camadas e de características peliculares, culmina com o aparecimento do estilo
tectónico thin-skinned.
A deformação Varisca D1b, na possível continuidade com a D1a, vai retomar
primeiro os cavalgamentos precoces do episódio de deformação D1a, originando a
seguir cavalgamentos de orientação NNW-SSE com grande extensão longitudinal e
geometrias em duplex (Fig. 5/C). São associados a este episódio os
cavalgamentos de Vinagra ' Foz do Cobrão, Portas do Ródão ' Perdigão e Vale do
Cobrão (Fig._1). O cavalgamento de Vinagra ' Foz do Cobrão, vergente para NE,
foi responsável pela sobreposição das litologias xisto-grauváquicas do GB sobre
o conjunto quartzo-arenítico da FQA. O seu traçado é marcado por uma superfície
ondulada, de orientação geral NNW-SSE e pendor vergente para NE (45º-80º), que
se torna progressivamente mais empinado para SSE (Vinagra). As estrias,
compostas por fibras de quartzo, foram observadas na superfície planar e
indicam movimentação cavalgante com uma ligeira componente direita (N35°W/65°).
O cavalgamento de Portas do Ródão ' Perdigão (Fig._4), de orientação N15º-20ºW
e pendor de cerca de 70º, inclinado para SW (Perdigão), deve corresponder a uma
imbricação do cavalgamento previamente descrito. Apresenta vergência para NE e
movimento de cavalgamento puro, inferido a partir das estrias de quartzo e foi
responsável pelo deslocamento das litologias quartzíticas da FQA sobre os
filitos da FBF, que induz a inversão da polaridade das bancadas da sucessão
compreendida entre a Formação do Brejo Fundeiro e a Formação de Cabeço do Peão.
Junto à aldeia de Vale do Cobrão, situada no núcleo da macroestrutura de Vila
Velha de Ródão, foi identificado outro cavalgamento, designado com o nome da
aldeia (Fig._1). Este exibe um traçado subparalelo, mas muito mais ondulado que
os cavalgamentos descritos previamente, e apresenta orientação geral N25ºW com
inclinação para SW com um ângulo relativamente alto (70º). Este cavalgamento
foi responsável pela sobreposição da sucessão invertida do Ordovícico Médio a
Superior reconhecida no flanco SW do sinclinal de Vila Velha de Ródão sobre as
litologias metapelíticas, características da FBF, presentes no flanco oposto do
mesmo sinclinal. A sua ondulação poderá resultar da actuação de cisalhamentos
direitos, contemporâneos da movimentação do acidente ou de eventos com idade
tardi-Varisca. Em continuidade e de forma progressiva, o evento D1c gerou
retrodobras com charneiras apertadas (N10ºW,0º-20ºSE) e retrocavalgamentos,
ambas com vergências para SSW (Fig._5D).
Entre os retrocavalgamentos, destaca-se o de Chão das Servas ' Carregais,
vergente para SW (Fig._1; Fig._4; Fig._5D), que provoca sobreposição das
litologias xisto-grauváquicas do GB sobre os quartzitos da FQA no bordo NE do
sinclinal de Vila Velha do Ródão.
No flanco oposto da estrutura desenvolveu-se o cavalgamento de Vinagra ' Foz do
Cobrão com vergência para NE que já foi previamente descrito. Estes dois
cavalgamentos, caracterizados por possuírem vergências opostas, provocam um
processo de descolamento em profundidade e constituem uma estrutura triangular
(Foz do Cobrão) à escala macroscópica, no núcleo da qual foi originado o
anticlinal de Sobral Fernando (Fig._5/D), com plano axial subvertical a
vergente para NE. Esta estrutura resultou de uma compressão progressiva com
atitude próxima de NE-SW. O evento de deformação Varisca D1c também origina,
localmente, clivagem de fractura ou de crenulação S2 de direcção N10º-30ºW, com
pendores para SW.
3.1.3. Deformação tardi-Varisca
O sinclinal de Vila Velha de Ródão é ainda afectado, transversalmente, por
fracturas frágeis, algumas das quais foram rampas laterais dúcteis,
subparalelas e com sentido de movimento contrário, durante o ciclo maior
Varisco, transformadas em desligamentos direitos e esquerdos (com orientação
NE-SW a NNE-SSW) durante a orogenia tardi-Varisca.
Foi também reconhecida outra família de desligamentos, os quais actuam à escala
de toda a cadeia Varisca, com atitude E-W e movimentação direita. Os
desligamentos NE-SW a NNE-SSW correspondem a estruturas em dominó, que estão
relacionadas com os desligamentos E-W. Esta deformação frágil tardi-Varisca do
Pérmico Inferior, é observada à escala regional e resultou de um campo de
tensões com direcção de encurtamento máximo E-W, acompanhada localmente por
menor encurtamento N-S, gerando-se então constrição (RIBEIRO et al., 2007).
3.1.4 Deformação Alpina
Na sua maioria os desligamentos de idade Alpina apresentam orientação NE-SW a
NNE-SSW, esquerdos, com rejeito de algumas dezenas de metros. Algumas das
falhas apresentam reactivação completa durante a actividade orogénica Alpina,
como no caso da falha do Pônsul (RIBEIRO, 1943; DIAS & CABRAL, 1989), que
mostra reactivação cavalgante a partir do Miocénico Superior, provocando
sobreposição do substrato Varisco aos depósitos continentais do Terciário.
4. Discussão e conclusões
No sinclinal de Vila Velha de Ródão foi reconhecida e cartografada à escala 1:
25000 uma sucessão de idade ordovícico-silúrica, muito similar à sequência
estabelecida anteriormente por Romão (2000; 2001; 2006) no sinforma Amêndoa-
Carvoeiro. A diferença mais significativa entre as duas sucessões é a ausência,
na macroestrutura de Vila Velha de Ródão, de uma sequência transgressiva com
250±20 m de espessura, que constitui o alogrupo de Vale do Grou. Esta sequência
aflora apenas no bordo SW do sinforma Amêndoa-Carvoeiro entre duas
discordâncias: a inferior, de alto ângulo, entre as litologias xisto-
grauváquicas do GB e as conglomerático-arcósicas do alogrupo de Vale do Grou e
a superior, de baixo ângulo, entre os metassedimentos deste alogrupo e os
quartzitos da FQA. Quanto à situação no sinclinal de Vila Velha de Ródão,
verifica-se que aqui as litologias da FQA assentam em discordância de alto
ângulo sobre a série xisto-grauváquica do GB. No entanto, esta discordância é
observada apenas localmente (por exemplo na região de Vila Velha de Ródão),
dado que os contactos entre o GB e a FQA estão na maioria das vezes
tectonizados; nestes locais, parece existir uma importante superfície erosiva,
acompanhada de uma alteração avermelhada nos níveis pelítico-siltíticos e
grauváquicos.
Outra diferença significativa entre as duas sucessões é expressa pela
variabilidade da espessura das várias unidades litostratigráficas. Na
macroestrutura de Vila Velha de Ródão foi reconhecida uma sequência com cerca
de 350 m, que se inicia com os quartzitos da FQA do Ordovícico Inferior e
termina com xistos negros grafitosos da FA do Silúrico Inferior, enquanto no
sinforma Amêndoa-Carvoeiro a sucessão tem cerca de 1250 m de espessura, desde a
FQA até aos quartzitos da Formação de Bando dos Santos do Devónico Inferior. É
importante realçar que, no que diz respeito à comparação da espessura entre as
unidades litostratigráficas de ambas as sucessões, no sinclinal de Vila Velha
de Ródão todas apresentam menor espessura, com particular relevância para a
FRC. Esta variação de espessura à escala de toda a sucessão sugere que deverá
haver um importante condicionamento paleogeográfico na macroestrutura de Vila
Velha do Ródão que condicionou toda a deposição sedimentar na região, e que
eventualmente se terá acentuado durante a deposição da FRL.
Também no que diz respeito ao conteúdo fossilífero existem diferenças entre
ambas as regiões. Com efeito, nas unidades do sinforma Amêndoa-Carvoeiro os
vestígios fossilíferos ocorrem com relativa abundância, com excepção das
formações depositadas durante o episódio glaciogénico do Hirnantiano. Por seu
lado, no sinclinal de Vila Velha do Ródão apenas foram encontrados icnofósseis
nos quartzitos da FQA, fósseis nos metapelitos da FBF (didymograptuse
trilobites) e nos pelitos grafitosos da FA (graptólitos, monograptuse
cyrtograptus). A acentuada diminuição do conteúdo fossilífero nas litologias
desta última unidade pode ser explicada pelo facto de esta ter estado num nível
estrutural mais profundo, onde os processos associados com a deformação e
silicificação são mais intensos e compatíveis com fracas condições para a
preservação de fósseis.
A sucessão sedimentar ordovícico-silúrica da macroestrutura de Vila Velha do
Ródão foi depositada durante um ciclo sedimentar maior com a duração de cerca
de 50 Ma. A fase transgressiva foi iniciada com a deposição de quartzitos da
FQA, do Floiano, em ambiente de plataforma litoral marinha. Termina no fim do
Darriwiliano com a deposição de pelitos negros do topo da FRC em ambiente de
plataforma externa pouco profunda. A partir do Sandbiano iniciou-se uma fase
regressiva, caracterizada na generalidade pela deposição de formações em
ambientes litorais, onde se destaca a presença de sedimentação diamictítica
(FCC), originada a partir de águas subglaciais próximas do continente durante o
Hirnantiano (ROMÃO & OLIVEIRA, 1997; ROMÃO, 2000; 2006). Entre as fases
transgressiva e regressiva do ciclo sedimentar maior ocorreu uma ruptura
sedimentar que é demonstrada por uma importante descontinuidade erosiva entre
as unidades FRC e FCP. No sinforma Amêndoa-Carvoeiro, esta ruptura é também
evidenciada por forte erosão do topo da FRC e discordância cartográfica de
baixo ângulo na base da FCP, sendo selada pelas Camadas de Favaçal (ROMÃO,
2001).
Quando se pretende integrar as novas observações estruturais da região de Vila
Velha de Ródão num modelo coerente de evolução geodinâmica, este tem que ser
necessariamente integrado na estrutura regional. Neste sentido, é importante
salientar que o sector do autóctone da ZCI, onde se integra a região estudada,
está localizado entre duas estruturas em flor (flower structures) com
orientação WNW-ESE a NW-SE nas quais predomina um regime transpressivo esquerdo
(DIAS, 1998):
' a estrutura setentrional coincide aproximadamente com o alinhamento Porto '
Viseu ' Guarda e mostra uma assimetria acentuada com um ramo NE muito
desenvolvido e vergente para NE. O seu ramo SW está vergente para SW e
apresenta pouca extensão lateral.
' a estrutura meridional está centrada na Zona de cisalhamento de Tomar '
Badajoz ' Córdoba e também evidencia uma assimetria acentuada, mas agora é o
ramo NE, que se apresenta menos desenvolvido. Este ramo, com uma componente
cavalgante para NE, está bem representado na zona de contacto entre as ZCI e
ZOM.
Deste modo a região em causa, na qual é possível evidenciar um regime
predominantemente de cisalhamento puro com estiramento subparalelo ao eixo
cinemático a (Ribeiro et al., 1990) encontra-se limitada, tanto a NE como a SW,
por zonas cavalgantes, vergentes para o interior do sector estudado (Dias,
1998). Este confronto de vergências que é visível a uma escala menor, isto é ao
nível de todo o sector meridional do autóctone da ZCI, encontra de algum modo
um paralelo à escala da macroestrutura de Vila Velha de Ródão com os
cavalgamentos e os retrocavalgamentos, vergentes, respectivamente para NE e
para SW (Fig._4). Esta situação permite propor um modelo de evolução possível
para a região (Fig._5) o qual resulta, essencialmente, de um processo de
deformação progressiva durante a principal fase de deformação Varisca (D1).
Esta deformação actuou sobre uma sequência, caracterizada por uma discordância
angular, na qual uma sequência ordovícico-silúrica sub-horizontal se sobrepõe
ao Grupo das Beiras, previamente deformado pela fase Sarda s. l. (Fig._5A). O
encurtamento, daqui resultante levou (Fig._5B) ao começo do dobramento e à
génese de cavalgamentos vergentes para NE, induzidos pelo ramo NE da estrutura
em flor meridional. O continuar da deformação levou ao acentuar do dobramento e
ao desenvolvimento de uma sequência de cavalgamentos imbricados no flanco SW da
macroestrutura em sinclinal, que acabou por levar à sobreposição anómala do GB
sobre os sedimentos ordovícico-silúricos (Fig._5C). No desenvolvimento desta
imbricação provavelmente os contrastes reológicos entre os leitos das sucessões
quartzo-pelíticas terão desempenhado um papel fundamental na génese de novas
superfícies de descolamento (Brandes et al., 2009). Finalmente, num estádio
mais avançado da deformação D1, terão começado a desenvolver-se os
retrocavalgamentos no flanco NE, provavelmente devido à influência do ramo SW
da estrutura em flor setentrional (Fig._5D). A partir de uma certa altura, os
cavalgamentos e os retrocavalgamentos começam a interferir entre si criando
situações de zonas convergentes, caracterizadas por geometrias triangulares
(MANDAL et al., 1997).
No entanto, com os dados actualmente existentes é possível pensar em modelos
evolutivos, alternativos para a região. Com efeito, se a situação de
confrontação de vergências foi anteriormente referida como tendo resultado de
constrangimentos laterais, não é impossível pensar que ela também possa ser
devida à reactivação de falhas existentes no soco subjacente. Estas falhas, que
terão funcionado com uma cinemática normal durante o processo de estiramento
que deu origem às bacias onde se depositou o GB, terão sido invertidas durante
a colisão Varisca. O sentido de inclinação destas falhas condicionou
necessariamente a vergência das estruturas que se desenvolveram nas
proximidades, o que levou ocasionalmente a situações de confrontação como a que
existe na região de Vila Velha de Ródão. É necessário efectuar mais trabalho na
região para tentar aperfeiçoar os modelos existentes, em especial a cartografia
detalhada das fácies do GB, que permitirá localizar as possíveis falhas no soco
xisto-grauváquico.
