Geonovas 33 - Nº 1 & 2 2020

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VOL. 33 • Nº 1-2 • 2020 • ISSN 0870-7375 • SEMESTRAL

GE NOVAS REVISTA DA ASSOCIAÇÃO PORTUGUESA DE GEÓLOGOS

RECURSOS GEOLÓGICOS GEOLOGIA E SOCIEDADE RISCOS GEOLÓGICOS



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Editorial A Pandemia está aí, e então? Estimados sócios, apesar dos muitos votos de esperança e desejos de “um excelente 2020” que em dezembro de 2019 todos fizemos, a verdade é que o ano de 2020 ficou definitivamente marcado pela pandemia causada pelo vírus SARS-CoV-2. Na passagem para 2021, a Covid-19 já tinha infetado 85 milhões de pessoas e causado 1,85 milhões de mortes em todo o mundo. Em Portugal, registavam-se mais de 430 mil infeções e 7 mil mortos. Simultaneamente, iniciou-se o plano de vacinação tendo em vista a imunidade de grupo. De uma forma ou de outra, todos fomos afetados e as nossas vidas mudaram como ninguém se atreveria a prever. Toda a Sociedade teve de se adaptar e também nós o fizemos. Em 2020, a APG continuou os projetos em curso e, se uma ou outra ação foi adiada, no global, todos os compromissos assumidos foram cumpridos. Esta vida ativa da Associação é transmitida regularmente por e-mail aos sócios através das newsletters: “APGNEWS”, “Boletim Informativo” e “EFGeoWeek - Compilação semanal de notícias da Federação Europeia de Geólogos”, e e ainda através de notas informativas avulsas, sempre que tal se justifique. A comunicação com os sócios é uma premissa da atual direção, que tomou posse em 26 de junho, e está subjacente ao plano de ação proposto e que, legitimamente, todos os sócios esperam ver cumprido. Por isso mesmo, aguardamos pelas vossas sugestões de melhoria e esperamos que nos façam chegar informações de iniciativas e atividades que desenvolvam a título individual, institucional, associativo ou empresarial, com as quais a APG pode colaborar ou dar mais visibilidade. Para este efeito, para além do secretariado, da diretora executiva e da comissão diretiva, contamos com um assessor de comunicação, cuja missão é reforçar a comunicação entre a APG e a Sociedade. Mais do que nunca, assuntos que nos são tão caros, como os recursos minerais, os desastres naturais ou a transição energética, entre outros, estiveram tão em foco e na ordem do dia. Este é um desafio e uma oportunidade que, com engenho e arte, devemos abraçar. Para isso, é fundamental, quase obrigatório, estar em permanência nas redes sociais, comentando notícias, prestando esclarecimentos, sendo notícia. Nos próximos tempos, advinha-se uma nova crise económica e financeira, que infelizmente já teve muitos impactos negativos na Sociedade. Houve muitos despedimentos e a taxa de mortalidade em 2020 foi a mais elevada em 80 anos. Porém, desta vez estamos estruturalmente mais bem preparados e globalmente não seremos tão prejudicados como nas mais recentes crises financeiras de 1994 ou 2008. Externamente, a União Europeia já aprovou medidas de auxílio financeiro a todos os estados. Este sinal claro de união dá confiança aos investidores e a verdade é que, por exemplo, no caso das exportações de rochas ornamentais portuguesas, segundo a ASSIMAGRA, os valores de outubro de 2020 estão ao nível dos valores homólogos de 2018. E recorde-se que 2019 havia sido o melhor ano de sempre! Também há grandes obras em curso, como os 78 km da ferrovia Évora – Caia, que a médio prazo permitirá o tráfego de mercadorias desde o porto de Sines até Madrid e daí para toda a Europa. Relativamente ao volume 33 da Geonovas, que agora chega ao prelo, por motivos alheios à nossa vontade, fomos obrigados a condensar os dois números previstos num único volume, sendo que é nosso objetivo manter a publicação anual de dois números. Neste volume, participaram 50 autores, o que desde logo é uma prova do reconhecimento do valor e necessidade e da pertinência desta publicação no panorama geológico nacional. Os artigos abrangem várias áreas do conhecimento geológico, como a hidrogeologia, estabilidade de taludes, modelação 3D, geologia ambiental, comunicação em Geociências, geologia histórica, museologia, estratigrafia do Quaternário, sedimentologia e petrologia. Assim, todos encontrarão pelo menos um motivo de interesse nestas páginas. A todos os autores, o nosso agradecimento público pela partilha dos excelentes contributos, ainda para mais quando o reconhecimento académico pela sua publicação na Geonovas não é devidamente valorizado. Nesta linha, aqui fica um convite a todos para nos enviarem contributos, que podem ser opiniões, notas e procedimentos técnicos, casos de estudo, curiosidades geológicas, etc. e não apenas artigos que nem sempre temos disponibilidade para desenvolver. Para terminar, um desejo de esperança de resolução rápida da situação pandémica e, com a vossa ajuda para angariação de novos sócios, o desejo de consolidação de uma Associação Portuguesa Geólogos como local de encontro dos geólogos de Portugal, onde a Geonovas tem, seguramente, um lugar de destaque.

Joaquim Luís Galego Lopes Presidente da Associação Portuguesa de Geólogos



GEonoVAS Vol.

ASSoCIAção PoRTUGUESA dE GEóloGoS

33, n.º 1-2: 03 a 24, 2020 3

Estudo hidrodinâmico das áreas de Valongo, de Paredes e Arouca (N de Portugal) Eduardo Gonçalves Instituto de Ciências Terra – Polo da Universidade do Porto (CGUP) Rua do Campo Alegre, 687, 4169-007 Porto Portugal, e-mail: eduardo.goncalves@fc.up.pt, seara.geres@iol.pt

Resumo As áreas de Valongo, de Paredes e de Arouca, situadas no noroeste de Portugal Continental, intersetam o Anticlinal de Valongo o qual constitui um importante domínio geológico regional, com litologias paleozoicas de natureza metassedimentar e com peculiares propriedades hidrogeológicas que, tal como a generalidade do Maciço Antigo merecem ser mais estudadas. Com efeito, desde os inícios do trabalho houve a ambição de acrescentar um melhor conhecimento hidrogeológico das unidades litológicas do Anticlinal de Valongo por via de uma caracterização hidrodinâmica sustentada na monitorização mensal de uma rede de pontos de água que incidiu em parâmetros de campo, nomeadamente: pH, escoamento gravítico, níveis piezométricos, temperatura e condutividade elétrica. Em complemento, o trabalho de campo assentou também em cartografia geológica, geomorfológica e hidrogeológica de pormenor, complementadas com o recurso a sistemas de informação geográfica. Com base nesta recolha e síntese de informação foi possível realizar uma caracterização hidrodinâmica da região que resultou na execução de um esboço piezométrico regional e no cálculo recarga subterrânea em diferentes pontos. Palavras-chave: Anticlinal de Valongo, Piezometria, Hidrogramas, Recarga Subterrânea. Abstract The areas of Valongo, Paredes and Arouca, located in the northwest of Portugal, intersect the Valongo Anticline which represents an important regional geological setting, characterized by metasedimentary lithologies with peculiar hydrogeological properties that, like the generality of the Old Portuguese Massif. Since the beginning of the work, there was an ambition to add a better hydrogeological knowledge of lithological units inserted in Valongo Anticline through a hydrodynamic characterization, based in the monthly monitoring of a water points network, focused on field parameters, namely: pH, gravity flow, piezometric levels, temperature and electrical conductivity. In addition, the fieldwork was also based on detailed geological, geomorphological and hydrogeological cartography, complemented with the use of geographic information systems. Based on this collection and synthesis of information, it was possible to carry out a hydrodynamic characterization which resulted in a regional piezometric sketch and in the calculation of groundwater recharge at different points. Keywords: Valongo Anticline, Piezometry, Hydrographs, Recharging Groundwater Recharge.

1. Introdução o presente estudo hidrodinâmico teve como objetivo efetuar uma concreta caracterização hidráulica

das formações geológicas com apetência aquífera presentes no Anticlinal de Valongo. Esta importante megaestrutura geológica do noroeste da Península Ibérica é ainda pouco estudada ao nível hidrogeológico.


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As áreas estudadas são essencialmente constituída por unidades litológicas cristalinas e fissuradas (de idade paleozoica) que evidenciam características hidrogeodinâmicas próprias. A heterogeneidade litológica da região, juntamente com a fraturação, são fatores promotores de oscilações relevantes a nível hidrogeodinâmico. A fraturação dos maciços rochosos, juntamente com outras estruturas tectónicas regionais, são o reflexo da ocorrência de diferentes fases de deformação crustais, hercínicas e pós-hercínicas. Além da relevância geológica e geotectónica, as áreas em apreço são também estudadas e referenciadas por abrangerem uma importante região mineira, o “distrito Mineiro dúrico-Beirão” cujos primór-

dios de exploração remontam ao período romano. A este nível sobressaem as mineralizações de antimónio (Sb) e ouro (Au), sendo inúmeros os vestígios de antigas explorações na região. Por outro lado, a região é também conhecida por importantes explorações de lousas (ardósias), sendo que algumas ainda se encontram em atividade. Com o presente trabalho, que foi desenvolvido no âmbito de uma tese de doutoramento em geociências – Hidrogeologia das áreas de Valongo, de Paredes e de Arouca, no contexto do Anticlinal de Valongo (Gonçalves, 2013), pretende-se efetuar um esboço hidrodinâmico da região, evidenciando as potencialidades hidráulicas de algumas das formações geológicas da mesma.

Figura 1 – Enquadramento geológico (Construído a partir de: Carta Geológica de Portugal, Folhas 9-A, 9-B, 9-C, 9-d, 13-A e 13-B, na escala 1:50.000. Serviços Geológicos de Portugal). Figure 1 – Geological framework (Built from: Carta Geológica de Portugal, Folhas 9-A, 9-B, 9-C, 9-D, 13-A e 13-B, na escala 1:50.000. Portuguese Geological Survey).


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2. Metodologia A caracterização hidrodinâmica assentou na definição de uma rede representativa de pontos de água: nascentes naturais, poços, furos, minas e antigas galerias de exploração mineira, e linhas de água permanentes. Em alguns destes pontos de água foi possível efetuar análise hidrogramétrica (nascentes naturais e minas), mas na generalidade dos mesmos foi efetuado um registo mensal dos níveis hidrostáticos o que abriu caminho a um levantamento piezométrico de uma das áreas em apreço, a região de Valongo e Paredes. o processamento e compilação da informação obtida foram efetuados com recurso a técnicas de geoestatística (krigagem e estatística descritiva), cálculos analíticos e ferramentas de sistemas de informação geográfica. 3. Resultados e discussão 3.1. Piezometria Com base em dados registados em alguns dos pontos de água monitorizados e em linhas de água

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permanentes, foi possível obter uma ideia aproximada de níveis piezométricos para a região de Valongo e Paredes. Efetivamente, ao longo do traçado das linhas de água permanentes foi possível obter pontos (quarenta e oito no total) onde os níveis piezométricos se encontravam à mesma cota da superfície topográfica. Esta opção permitiu reforçar a “malha” de informação obtida, reforçando os dados recolhidos ao nível monitorização mensal de pontos de água. o cruzamento do mapa de isolinhas com a topografia de base, previamente elaborada, possibilitou a realização de uma representação tridimensional comparativa das linhas de relevo com os níveis piezométricos (Fig. 2.). na mesma representação, foi possível desenhar linhas de fluxo hídrico subterrâneo baseadas na distribuição das linhas de piezometria. Convém realçar que a referida representação tridimensional não evidencia a real diferença de cota entre a topografia e os níveis piezométricos, pois em muitos pontos os níveis piezométricos encontram-se à superfície. A mesma figura, para além de possibilitar uma análise visual comparativa entre a topografia e piezometria, disponibiliza o traçado

Figura 2 – Representação tridimensional comparativa das linhas de relevo com os níveis piezométricos (Valongo e Paredes) (Gonçalves, 2013). Figure 2 – Comparative three-dimensional picture, representing relief lines with piezometric levels (Valongo and Paredes) (Gonçalves, 2013).


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(em perspetiva tridimensional) das principais linhas de fluxo hídrico subterrâneo, com base nas linhas de piezometria.

3.2. Análise de hidrogramas A análise hidrogramétrica de fluxo gravítico constituiu um instrumento essencial no âmbito caracterização do funcionamento hidrogeológico das unidades litoestratigráficas do Anticlinal de Valongo. Para esse efeito, o levantamento prévio de pontos de água (nascentes, poços, furos e minas) na região de Valongo e Paredes, revelou-se providencial (Fig. 3). na região de Arouca, não foi efetuado o mesmo levantamento exaustivo, havendo lugar à seleção de apenas três pontos de água (Fig. 4), cuja monitorização visou a recolha de dados para posterior análise comparativa com a região de Valongo e Paredes. numa fase preliminar, o levantamento de pontos de água, para as duas regiões, envolveu a análise de cartas militares das áreas em estudo (Instituto Geográfico do Exército), nas quais houve lugar à recolha de dados como nascentes, poços e fontanários públicos. Contudo, este tipo de levantamento, apesar de ter fornecido uma panorâmica geral, não evidenciou grande utilidade prática, pois no terreno, a generalidade dos pontos de água não foram encontrados. Esta situação deveu-se, em parte, com a recente (últimas décadas) expansão da malha urbana e pelo intenso desenvolvimento de eucaliptais em áreas florestais. A rede de pontos de água definida para as duas regiões em apreço é composta por nascentes, poços, furos e minas, no entanto, o recurso a hidrogramas só foi possível em nascentes naturais e em captações com artesianismo repuxante. As captações com artesianismo repuxante, encontradas ao longo do Anticlinal de Valongo, correspondem a galerias (minas) implantadas em zonas de vertente. nas áreas estudadas, existem nascentes naturais que não são utilizadas para qualquer fim, no entanto as águas das minas, dos poços e dos furos, são alvo das mais variadas utilizações, desde: consumo privado, rega, laboração de pedreiras, lavagem de automóveis e tanques públicos. Em todos os pontos de água que fazem parte da rede definida para o estudo, houve lugar à recolha de parâmetros físico-químicos. Contudo, como já foi referido, apenas nas nascentes naturais e minas foi possível efetuar registos de caudal (nas demais

captações os parâmetros físico-químicos estudados foram o pH, a temperatura e a condutividade elétrica). os registos efetuados em todos os dezanove pontos de água obedeceram a uma periodicidade mensal, ao longo de um ano hidrológico (Fig. 3 e 4). Foram considerados dois anos hidrológicos, um primeiro que se desenvolveu entre 01 de outubro de 2009 e 30 de setembro de 2010, e um segundo decorrido entre 01 de outubro de 2010 e 30 de setembro de 2011. A grande generalidade dos pontos de água foi monitorizada no decurso do primeiro ano. A técnica de decomposição dos diferentes componentes de hidrogramas de nascentes corresponde a um procedimento útil ao nível da caracterização das propriedades hidráulicas dos aquíferos. A análise concreta das curvas de recessão possibilita a realização de expressões que caracterizam o esgotamento hídrico, mas também contribuem para a caracterização de aspetos como a geometria, a transmissividade e a capacidade de armazenamento das massas de água subterrâneas (Bear, 1979). Ao longo do Anticlinal de Valongo assiste-se a uma grande heterogeneidade litológica e a um elevado grau de deformação tectónica. Esta situação favorece o desenvolvimento de grandes heterogeneidades hidráulicas, promotoras de variações laterais de permeabilidade e de outros parâmetros hidráulicos. Contudo, as diferentes componentes dos hidrogramas não traduzem propriamente diferentes classes de permeabilidade das rochas (Kovaks & Perrochet, 2008). no essencial, a técnica de decomposição de hidrogramas, permite avaliar a resposta das emergências ou minas, à recarga direta proveniente da precipitação, sobretudo em períodos marcados por eventos pluviosos importantes (Macedo & lima, 2007). deste modo, torna-se necessário definir nos hidrogramas os períodos de recessão, para seguidamente se determinarem os respetivos coeficientes de esgotamento. nesse propósito é essencial, previamente, efetuar um cruzamento dos dados de escoamento natural com os dados de precipitação diária, representativos de um ano hidrológico (preferencialmente). o caudal de uma nascente é o produto direto do gradiente hidráulico existente nas áreas envolventes, as quais estão situadas a montante (na bacia de contribuição da nascente). neste sentido, uma curva de esgotamento num hidrograma, reflete a variação de água armazenada num aquífero.


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Figura 3 – Mapa geológico e perfis tridimensionais da região de Valongo e de Paredes, com a distribuição dos pontos de água monitorizados (Construído a partir de: Carta Geológica de Portugal – Folha 9-d na escala 1:50.000. Serviços Geológicos de Portugal). Figure 2 – Geological map and three-dimensional cross-sections of Valongo and Paredes areas, with the distribution of checked water sources (Built from: Carta Geológica de Portugal, Folha 9-D, na escala 1:50.000. Portuguese Geological Survey).

Segundo Castany (1975), a descarga hidráulica é explicada a partir de uma lei exponencial, que se ajusta à equação de Maillet (1905): Qt = Q0e-at

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em que:

– e – 2,71828. desenvolvendo a equação, com logaritmo de base dez vem: log Qt = log Q0 – (alog e)t

(2)

– Qt – caudal do ponto de água em qualquer instante do esgotamento (m3/dia); – Qt – caudal registado no início da recessão (m3/dia); – a – coeficiente de esgotamento da nascente (dia-1);

Como log de e é igual a 0,4343, a expressão para a caracterização das curvas de recessão, por via do cálculo do coeficiente de esgotamento (a), fica reduzida à seguinte equação:

– t – intervalo da recessão (t0) e o tempo (= t – t0), expresso em dias;

Esta equação adequa-se à generalidade das unidades hidrogeológicas metassedimentares e

a = (log Q0 – log Qt)/0,4343t

(3)


8 Estudo hidrodinâmico do Anticlinal de Valongo

Figura 4 – Mapa geológico e perfil da região de Arouca, com a distribuição dos pontos de água monitorizados (Construído a partir de: Carta Geológica de Portugal – Folha 13-B na escala 1:50.000, Serviços Geológicos de Portugal). Figure 4 – Geological map and cross-section of Arouca area, with the distribution of checked water sources (Built from: Carta Geológica de Portugal, Folha 13-B, na escala 1:50.000. Portuguese Geological Survey).

quartzíticas do Anticlinal de Valongo, na medida em que, usualmente é empregue em estudos hidrogeológicos marcados por rochas pouco permeáveis, típicas de ambientes de rochas cristalinas. Projetando o coeficiente de esgotamento hídrico, num gráfico semi-logarítmico, obtêm-se uma linha reta descendente, na qual a inclinação é dada por – a (Kovaks & Perrochet, 2008). Segundo Wanielista

(1990) o coeficiente de esgotamento de uma nascente raramente é constante ao longo do tempo. numa região hidrogeologicamente heterogénea como o Anticlinal de Valongo, esta lei tem todas as condições para ser constatada, na medida em que as nascentes, tipicamente, drenam aquíferos multicamada. depois de obtido o coeficiente de esgotamento é então possível estimar o volume de água armaze-


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nado acima do nível de drenagem em qualquer momento (Vt), com base nos caudais de drenagem, através da seguinte expressão (Custódio & llamas, 1983): Vt = Qt/a

(4)

Custódio & llamas (1983) propõem uma relação quantitativa entre o coeficiente de esgotamento (a) e os parâmetros hidráulicos dos aquíferos mas alertam que deverá haver sempre o cuidado de decompor o hidrograma em diferentes componentes exponenciais. de acordo com a solução analítica (unidimensional) destes autores, o coeficiente de esgotamento pode ser expresso do seguinte modo (Custódio & llamas, 1983): a = p2T/4SL2

(5)

em que: – T – transmissividade do aquífero (m2/dia); – S – coeficiente de armazenamento do aquífero; – L – distância do eixo de simetria do aquífero à nascente (m). Importa, desde já, diferenciar num hidrograma, as curvas de recessão mais acentuadas (esgotamento turbilhonar) das curvas de recessão mais suaves (esgotamento característico de fluxo de base). Esta distinção assume grande interesse na compreensão dos processos hidrodinâmicos do meio hidrogeológico. o esgotamento rápido, de cariz turbilhonar, normalmente ocorre após períodos de grande recarga, provocada por eventos de precipitação significativa, enquanto que o esgotamento lento caracteriza, de um modo mais realista, os recursos hídricos existentes (escoamento de base). num ambiente hidrogeologicamente heterogéneo como o Anticlinal de Valongo, existem condições favoráveis à ocorrência de fluxo rápido através das fraturas, mas também de eventos de fluxo lentos através dos poros primários das diferentes litologias. Poderá, igualmente, a uma escala local, ser considerada a influência da permeabilidade vesicular, a qual está relacionada com o desenvolvimento de cavidades de dissolução mineral (essencialmente sulfuretos). Com efeito, foi considerada a possibilidade dos esgotamentos rápidos se processarem essencialmente ao longo de sistemas interconectados de fraturas. os esgotamentos lentos, que exibem um comportamento mais regular (fluxo de base),

parecem estar associados à drenagem lenta de formações metassedimentares, menos permeáveis e transmissivas. Kovaks & Perrochet (2008) propõem uma solução analítica específica para expressar o coeficiente de recessão para fluxos de base, onde ocorrem esgotamentos relativamente lentos): a = 2 p2 T/SL2

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onde L2 representa a área da bacia de contribuição. o comportamento dos esgotamentos turbilhonares e dos escoamentos de base têm em comum o facto de poderem ser encarados como componentes exponenciais de hidrogramas. Contudo, segundo Kovaks & Perrochet (2008) o esgotamento de nascentes naturais nunca evidencia um perfeito comportamento exponencial. de acordo com os mesmos autores este fenómeno pode ser facilmente comprovado em simulações numéricas de hidrogramas de nascentes, onde se verifica que o coeficiente de recessão calculado para cada período de tempo nunca estabiliza perfeitamente, mas decresce monotonamente com o tempo. Para um dado período de tempo (tm), é também possível calcular os dados quantitativos relativos à reserva dinâmica de um aquífero (ou conjunto de aquíferos), através da seguinte expressão (Kormaz, 1990): Vm = Q0 + R – Q

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em que: – Vm – reserva dinâmica no final do período de tempo considerado (tm) (m3); – V0 – reserva dinâmica no início do período de tempo considerado (t0) (m3); – R – volume de recarga hídrica subterrânea acumulada no decurso do período de tempo considerado Dt (m3); – Q – descarga hídrica subterrânea ocorrida durante o período de tempo considerado Dt (m3). o volume de descarga subterrânea ocorrida no decurso de um ano hidrológico pode ser estimado através do recurso a um hidrograma de nascente. Segundo Kormaz (1990) a diferença entre a reserva dinâmica no final do ano hidrológico (Vm), e a reserva dinâmica no início de um ano hidrológico (V0), corresponde à alteração da reserva dinâmica


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(Dv). de acordo com o mesmo autor, o volume de reserva hídrica subterrânea durante um ano hidrológico vais ser: R = Q ± Dv

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em que: – R – Recarga ocorrida no decurso de um ano hidrológico (m3); – Q – descarga ocorrida no decurso de um ano hidrológico (m3); – Dv – Alteração da reserva dinâmica no decurso de um ano hidrológico (m3). os diferentes hidrogramas definidos evidenciam grandes oscilações sazonais de caudal, tanto nas áreas de Valongo e Paredes, como em Arouca. nalguns casos essas oscilações culminaram no completo esgotamento hídrico de nascentes, durante os meses mais secos do ano hidrológico. Mas neste, optou-se por não analisar hidrogramas referidos a esses pontos de água. no decurso do primeiro ano hidrológico foi possível efetuar a monitorização de cinco pontos de água (Fig. 3): – Fontanário – Mina (Valongo); – Fontanário – Mina (Campo); – Poço PGC97 (engenho artesanal de fundo de poço) – Extracção de Ardósia (Campo); – Fontanário – Mina (Aguiar de Sousa); – nascente J.A.E. (Arouca). os três primeiros pontos de água ocorrem nos níveis de “xistos carbonosos, ardosíferos e siltitos” da Formação de Valongo (ordovícico Médio). o Fontanário – Mina de Aguiar de Sousa está rodeado pelos xistos e grauvaques do Precâmbrico e/ou Câmbrico. A nascente J.A.E., assim denominada por ser aproveitada por um fontanário da extinta Junta Autónoma de Estradas localiza-se a nordeste da Vila de Arouca. Esta nascente está localizada no contacto entre os “níveis grauváquicos, areníticos e quartzíticos” do ordovícico Superior, e os “xistos fossilíferos e quartzitos” do Silúrico. Essas litologias correspondem aos xistos e grauvaques da Unidade de Montalto (Précâmbrico e/ou Câmbrico) e aos “xistos ardosíferos e siltitos” da Formação de Valongo (ordovícico Médio).

Figura 5 – Hidrogramas dos pontos de água monitorizados, na região de Valongo e de Paredes, durante o ano hidrológico compreendido entre 01 de outubro de 2009 e 30 de setembro de 2010 (Gonçalves, 2013). Figure 5 – Hydrographs relating to the checked water sources in the Valongo and Paredes areas, during the hydrological year occurred between October 1, 2009 and September 30, 2010 (Gonçalves, 2013).

A análise hidrogramétrica dos pontos de água monitorizados na região de Valongo e Paredes (para o ano hidrológico de 2009/20010) revelou, de um modo geral, um considerável paralelismo entre a


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Figura 6 – Hidrograma relativo ao ponto de água monitorizado, na região de Arouca, durante o ano hidrológico compreendido entre 01 de outubro de 2009 e 30 de setembro de 2010 (Gonçalves, 2013). Figure 6 – Hydrograph relating to the checked water point in the Arouca area, during the hydrological year occurred between October 1, 2009 and September 30, 2010 (Gonçalves, 2013).

evolução dos caudais (escoamento natural) e as oscilações sasonais dos valores de pluviometria. Contudo, é de assinalar um comportamento atípico respeitante à evolução do caudal do Poço PGC97 – Extração de Ardósia, no decurso dos principais meses de estiagem. de facto este ponto de água, ao contrário do que sucede com os restantes, evidencia um caudal que não resulta do escoamento natural. Este ponto de água corresponde a um engenho artesanal (de fundo de poço) para o aproveitamento de água (drenada das fraturas do xisto da Formação de Valongo) e para o corte e limpeza de blocos de xisto ardosífero, a uma profundidade de cerca de cem metros, pelo que não veio a ser utilizada para o método das curvas de recessão. Contudo, em virtude de este ponto de água ter também feito parte da monitorização de caudais mensais, optou-se pela sua inclusão. Além disso, as várias visitas aos poços de extração de ardósia revelaram-se essenciais para a compreensão de alguns aspetos de interesse hidrogeológico. Um desses aspetos correspondeu com certeza a circulação subterrânea em meio fissurado, o qual pode ser constatado in loco, a cerca de cem metros de profundidade, como é o caso da circulação de água em fraturas horizontais. Todos os pontos de água monitorizados nas áreas de Valongo, Paredes e de Arouca fazem parte da Bacia Hidrográfica do Rio douro, que constitui um vasto domínio hidrológico no qual se inserem os afluentes Sousa e Ferreira (na área de Valongo e Paredes) e Paiva (na área de Arouca).

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Voltando à análise das Fig. 5 e 6, mais concretamente à decomposição dos hidrogamas, é possível individualizar e realçar diferentes padrões de esgotamento hídrico. Efetivamente, em todos os pontos de água, onde foi possível efetuar monitorizações mensais de caudal (para o ano hidrológico de 2009/2010), identificaram-se dois comportamentos distintos durante a recessão, os esgotamentos rápidos e os esgotamentos lentos. os esgotamentos rápidos, de carácter turbilhunar, são característicos dos períodos iniciais da recessão, enquanto que os esgotamentos lentos (escoamentos de base) normalmente estão associados às etapas finais da recessão em que os caudais tendem a ser mais estáveis e contínuos. Segundo lima (2001), é nas etapas finais de recessão que o escoamento provavelmente se possa desenvolver exclusivamente através das fraturas de menor abertura. de acordo com o mesmo autor, durante as fases iniciais da recessão, a circulação efetuase através de estruturas ou meios mais permeáveis, como fraturas abertas e/ou mantos de alteração. Para efeitos de comparação dos valores médios dos coeficientes de recessão encontrados “no seio” do Anticlinal de Valongo, com os valores registados por outros autores em meios hidrogeológicos semelhantes, houve a preocupação de definir, previamente, valores de coeficientes de esgotamento rápidos e esgotamentos lentos. A análise do gráfico da Fig. 7 permite, desde já, avançar para a identificação de duas classes de grandeza principais: os coeficientes de esgotamento com taxas de recessão superiores a 0,01 m3/dia; e os coeficientes de esgotamento com taxas de recessão inferiores aquele valor. Para a primeira situação (>0,01m3/dia), os coeficientes de esgotamento adequam-se a escoamentos ocorridos em períodos iniciais da recessão, enquanto que para o segundo caso os coeficientes de esgotamento (<0,01m3/dia), são típicos de períodos finais de receção. no decurso do segundo ano hidrológico (2010/2011), na região de Valongo e Paredes, foi possível efetuar a monitorização de quatro pontos de água. Em dois desses pontos, que se encontram implantados nos “xistos ardosíferos e siltitos” da Formação de Valongo (ordovícico Médio), houve a possibilidade de também efetuar análise de coeficientes de esgotamento gravítico. Esses pontos de água corresponderam respetivamente ao Poço – Suzão (Valongo) e à nascente 2 – Aguiar de Sousa (Paredes). A análise dos hidro-


12 Estudo hidrodinâmico do Anticlinal de Valongo

Figura 7 – Períodos de recessão definidos nos hidrogramas da Fig. 7 e 8 (ano hidrológico compreendido entre 01 de outubro de 2009 e 30 de setembro de 2010). Em cada um dos casos, estão indicados os respectivos coeficientes de esgotamento (Gonçalves, 2013). Figure 7 – Periods of recession defined in the hydrographs of Fig. 7 and 8 (for hydrological year between October 1, 2009 and September 30, 2010). In each instance are specified, the respective coefficients of depletion (Gonçalves, 2013).

gramas, do gráfico relativo aos períodos de recessão (Fig. 8 e 9) e da Tabela 1, permite identificar as mesmas classes de coeficientes de esgotamento. É oportuno ressalvar que, para além de fatores geológicos (que interferem ao nível condutividade hidráulica) e fatores climáticos, existem outros agentes que influenciam a forma de um hidrograma, pelo que a sua interpretação pode variar significativamente consoante a formação de base do operador. Esses agentes podem ser: o relevo, a cobertura da bacia de contribuição (vegetação e/ou éreas urbanas), forma da bacia de contribuição, tipologia e distribuição de solos, entre outros. A análise dos hidrogramas dos diferentes pontos de água estudados revelou comportamentos hidrodinâmicos distintos, como aliás se pode verificar no Tabela 1. Estes comportamentos distintos refletem, na verdade, consideráveis variações locais de escoamento hídrico natural. não são muitas as publicações sobre coeficientes de esgotamento em análises hidrogramétricas de pontos de água situados no seio de maciços cristalinos do norte de Portugal. nestes domínios geológicos, os trabalhos de lima (1994 e 2001) e Macedo &

lima (2007), apesar de terem sido realizados em litologias graníticas, constituem boas bases de referência e de comparação com os resultados obtidos nas formações geológicas do Anticlinal de Valongo. os valores das taxas de esgotamento para os pontos de água estudados variam entre -8,19x10-4/dia e -7,24x10-2/dia. Assiste-se, com efeito, a uma grande amplitude de variação de valores no espaço, cuja ordem de grandeza é de quase noventa vezes. o histograma relativo à distribuição dos coeficientes de esgotamento de todos os pontos de água estudados (Fig. 10) assume, de um modo geral, uma distribuição normal, com um perceptível enviesamento à direita, em cujo centro corresponde ao valor -0,015/dia. os valores representados na Figura 10 confirmam a existência de processos de circulação epidérmicos ao longo de meios fortemente heterogéneos e anisotrópicos. de acordo com lima (2001), as formações xistentas evidenciam, de um modo geral, índices de esgotamento mais rápidos do que as formações graníticas. Contudo, o mesmo autor faz referência


Eduardo Gonçalves 13

ASSoCIAção PoRTUGUESA dE GEóloGoS

Tabela 1 – dados resumidos relativos aos períodos de esgotamento hídrico definidos nos hidrogramas (Gonçalves, 2013). Table 1 – Summarized data for periods of water depletion defined in hydrographs (Gonçalves, 2013).

Fontanário – Mina (Valongo)

Fontanário – Mina (Campo)

Fontanário – Mina (Ag. de Sousa

Fontanário – Nascente JAE (Arouca)

Fontan. – Poço (Suzão)

Nascente 2 (Ag. de Sousa)

Períodos de Recessão

Q0 (m3/dia)

Qt (m3/dia)

t (dias)

a (dia-1)

Vt

V0

196

155

37

-6,42x10-3

2,41x104

3,06x104

2549

0,7

53

-1,94x10-2

4,67x103

1,31x104

104

41,9

49

-1,85x10-2

2,27x103

5,61x103

41,9

13,2

82

-1,41x10-2

9,40x102

2,98x103

105

28,6

59

-2,21x10-2

1,29x103

4,77x103

72,0

49,1

24

-1,60x10-2

3,08x103

4,51x103

49,1

45,4

34

-2,31x10-3

1,96x104

2,12x104

45,4

11,8

49

-2,74x10-2

4,32x102

1,66x103

11,8

6,82

82

-6,73x10-2

1,01x103

1,76x103

44,6

20,6

81

-9,55x10-3

2,15x103

4,67x103

53,3

37,2

24

-1,50x10-2

2,49x103

3,57x103

50,2

36,6

43

-7,33x10-3

5,00x103

6,85x103

36,6

35,4

41

-8,19x10-4

4,33x104

4,47x104

2,36

2,01

92

-1,72x10-3

1,17x103

1,37x103

4,13

2,67

45

-9,70x10-3

2,75x102

4,26x102

4,79

1,50

16

-7,24x10-2

20,8

66,1

1,50

0,393

52

-2,58x10-2

15,2

58,3

105

48,1

64

-1,21x10-2

3,97x103

8,62x103

95,0

12,7

65

-3,10x10-2

4,10x102

3,07x103

14,2

3,43

113

-1,26x10-2

2,73x102

1,13x103

5,56

4,21

71

-3,91x10-3

1,08x103

1,42x103

8,06

3,97

31

-2,28x10-2

1,74x102

3,53x102

3,86

2,02

50

-1,30x10-2

1,56x102

2,98x102

2,02

0,425

93

-1,68x10-2

25,4

1,21x102

a outros estudos que apontam para a existência de oscilações mais significativas em formações graníticas. Em qualquer uma das situações, é imperativo assumir a importante influência de fatores como: o grau de alteração, a textura e a composição mineralógica, a tectónica, e a topografia. deve também ressalvar-se que quando se fala em formações xistentas, está a assumir-se a existência de uma grande variedade de litologias. Esta variedade reflete-se objetivamente ao nível dos parâmetros hidráulicos.

A grande diversidade litológica patenteada na generalidade das unidades litoestratigráficas do Anticlinal de Valongo constitui uma “amostra” convincente dessa realidade. Conforme já foi acima referido, não são muitos os trabalhos e publicações relativos a análises hidrogramétricas em pontos de água implantados em maciços cristalinos e cristalofilinos do norte de Portugal. Grande parte das que já existem, foram realizadas em zonas graníticas (da região de Braga) por lima (1994 e 2001) e, Macedo & lima (2007).


14 Estudo hidrodinâmico do Anticlinal de Valongo

os valores dos coeficientes de esgotamento obtidos por estes autores (Tabela 2), apesar de se reportarem a hidrogramas de pontos de água situados em formações graníticas, não diferem propriamente das ordens de grandeza registadas nos pontos de água das formações metassedimentares do Anticlinal de Valongo. 3.2.1. Separação do escoamento

Figura 8 – PHidrogramas relativos ao ponto de água monitorizado, na região de Valongo e de Paredes, durante o ano hidrológico compreendido entre 01 de outubro de 2010 e 30 de setembro de 2011 (Gonçalves, 2013). Figure 8 – Hydrographs relating to the checked water sources in the Valongo and Paredes areas, during the hydrological year occurred between October 1, 2010 and September 30, 2011 (Gonçalves, 2013).

os escoamentos são em geral definidos em fluxo superficial, fluxo subsuperficial e fluxo subterrâneo. o fluxo superficial representa a circulação difusa ou linear que ocorre em superfície, o fluxo subsuperficial é normalmente definido como o fluxo que ocorre ao nível radicular da cobertura vegetal, e o fluxo subterrâneo, que é resultante da contribuição dos reservatórios hídricos subterrâneos. Em hidrogeologia é prática comum considerar a circulação hídrica subsuperficial como um subdomínio do fluxo superficial, pelo que não é reportado em estudos de hidrogramas. num hidrograma é possível dissociar diretamente as parcelas referentes ao escoamento superficial das parcelas respeitantes ao escoamento subterrâneo. Esta técnica baseia-se na análise gráfica (qualitativa) da informação disponibilizada pelo hidrograma.

Figura 9 – Períodos de recessão definidos nos hidrogramas da Fig. 8. (ano hidrológico compreendido entre 01 de outubro de 2010 e 30 de setembro de 2011). Em cada um dos casos, estão indicados os respectivos coeficientes de esgotamento (Gonçalves, 2013). Figure 9 – Periods of recession defined in the hydrographs of Fig. 8 (for hydrological year between October 1, 2010 and September 30, 2011). In each instance are specified, the respective coefficients of depletion (Gonçalves, 2013).


Eduardo Gonçalves 15

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Tabela 2 – Intervalos de valores do coeficiente de esgotamento de nascente determinados pelos autores referenciados (Gonçalves, 2013). Table 2 – Range of depletion rates in natural springs, determined by referenced authors (Gonçalves, 2013). Autor

Máximo

Mínimo

lima (1994)

-0,0280/dia

-0,00730/dia

lima (2001)

-0,0428/dia

-0,00188/dia

Macedo & lima (2007)

-0,0253/dia

-0,0116/dia

Figura 10 – Histograma referente aos coeficientes de esgotamento dos pontos de água monitorizados (Gonçalves, 2013). Figure 10 – Histogram displaying the depletion coefficients of monitored water sources (Gonçalves, 2013).

Conforme se constata na Fig. 11, existem três métodos possíveis de análises gráficas com vista à separação dos diferentes escoamentos dos hidrogramas (Poehls & Smith, 2009): – Método 1 – faz a extrapolação da curva de recessão a partir do ponto C, até encontrar o ponto B o qual se encontra abaixo da vertical do pico. no final, procede-se à ligação dos três pontos (A, B e C). Acima desta ligação está o volume de escoamento superficial, e abaixo identifica-se o escoamento subterrâneo. – Método 2 – trata-se do método mais simples dos três, na medida em que se resume ao traçado de um segmento de reta (que divide o escoamento superficial do escoamento subterrâneo) entre os pontos A e C. – Método 3 – consiste em extrapolar a tendência anterior ao ponto A até a vertical do pico, encontrando o ponto d, ligando os pontos d e C obtém-se a separação dos escoamentos.

Figura 11 – Métodos gráficos de separação de hidrogramas (Poehls & Smith, 2009). Figure 11 – Graphic methods of hydrograph separation (Poehls & Smith, 2009).

Como se pode concluir, os métodos acima enunciados podem ser aplicados com relativa facilidade a eventos proeminentes de precipitação, os quais dão origem a hidrogramas simples, caracterizados por curvas (de ascensão e de recessão) e picos bem individualizados. normalmente um hidrograma relativo a um ano hidrológico revela mais do que um evento pluvioso relevante, pelo que a aplicação das técnicas de análise gráfica se torna mais complicada, e por vezes, desaconselhável. neste estudo, optou-se apenas por efetuar a separação dos esgotamentos em episódios de carácter turbilhonar, os quais dão origem aos picos mais proeminentes dos hidrogramas, pois os demais episódios envolvem volumes de escoamento essencialmente subterrâneos. Além disso, optou-se por aplicar o método mais simples dos três atrás expostos (Fig. 12 e 13).


16 Estudo hidrodinâmico do Anticlinal de Valongo

Figura 12 – Separação dos escoamentos superficial e subterrâneo com base em análises gráficas, para os pontos de água considerados: a) Fontanário-mina 1 (Valongo); b) Fontanário-mina (Campo); e c) Fontanário-mina (Aguiar de Sousa) (Gonçalves, 2013). Figure 12 – Separation of surface and groundwater flows based on graphical analysis for monitored water sources: a) Fontanário-mina 1 (Valongo); b) Fontanário-mina (Campo); e c) Fontanário-mina (Aguiar de Sousa) (Gonçalves, 2013).

Figura 13 – Separação dos escoamentos superficial e subterrâneo com base em análises gráficas, para os pontos de água considerados: a) Fontanário-mina 2 (Aguiar de Sousa); b) Fontanário-poço (Suzão – Valongo); e c) Fontanário-nascente J. A. E. (Arouca) (Gonçalves, 2013). Figure 13 – Separation of surface and groundwater flows based on graphical analysis for monitored water sources: a) Fontanário-mina 2 (Aguiar de Sousa); b) Fontanário-poço (Suzão – Valongo); e c) Fontanário-Nascente J. A. E. (Arouca) (Gonçalves, 2013).


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Eduardo Gonçalves 17

Em todos os métodos de separação gráfica de escoamentos, existe a necessidade de se determinar um ponto de inflexão (ponto C). Para isso, numa primeira fase, foi necessário projetar os dados referentes ao escoamento numa escala logarítmica (gráficos inferiores), para depois, em jeito de translação, identificar o ponto C no hidrograma em análise. 3.2.2. Correlação dos escoamentos com outros parâmetros de campo de um modo geral, assiste-se a uma especial tendência para a temperatura e condutividade elétrica evidenciarem comportamentos inversos em relação aos caudais monitorizados, principalmente entre os meses abril e de setembro. Efetivamente é esta a sensação que sobressai a partir da análise da generalidade dos gráficos das figuras 14, 15 e 16. Contudo, conforme demonstram as mesmas figuras, nem sempre se assiste a um considerável

Figura 15 – Variação dos caudais, temperatura e condutividade eléctrica para os pontos de água monitorizados em Valongo e Paredes, no decurso do ano hidrológico compreendido entre 01 de outubro de 2010 e 30 de setembro de 2011 (Gonçalves, 2013). Figure 15 – Variation of flow rates, temperature and electrical conductivity for the water sources monitored in Valongo and Paredes, for hydrological year between October 1, 2010 and September 30, 2011 (Gonçalves, 2013).

Figura 16 – Variação dos caudais, temperatura e condutividade eléctrica para os pontos de água monitorizado em Arouca, no decurso do ano hidrológico compreendido entre 01 de outubro de 2009 e 30 de setembro de 2010 (Gonçalves, 2013). Figure 16 – Variation of flow rates, temperature and electrical conductivity in a water source monitored in Arouca (Fontanário-Mina JAE), for hydrological year between October 1, 2009 and September 30, 2010 (Gonçalves, 2013). Figura 14 – Variação dos caudais, temperatura e condutividade eléctrica para os pontos de água monitorizados em Valongo e Paredes, no decurso do ano hidrológico compreendido entre 01 de outubro de 2009 e 30 de setembro de 2010 (Gonçalves, 2013). Figure 14 – Variation of flow rates, temperature and electrical conductivity for the water sources monitored in Valongo and Paredes, for hydrological year between October 1, 2009 and September 30, 2010 (Gonçalves, 2013).

grau de paralelismo entre as oscilações sazonais de temperatura e de condutividade elétrica. na verdade, há períodos onde as oscilações de condutividade elétrica não acompanham as oscilações sazonais (de épocas mais quentes e secas) da temperatura. o aumento da temperatura não constitui o único fator responsável pelas subidas dos valores de condutividade elétrica. Aumentos significativos de


18 Estudo hidrodinâmico do Anticlinal de Valongo

caudais podem também produzir efeito similar, na medida em que aumenta a capacidade de transporte e abrasão do fluxo hídrico subterrâneo. nestas situações, o aumento de partículas e de iões arrancados faz aumentar a mineralização total das águas e, consequentemente, a condutividade elétrica. Este fenómeno pode ser verificado, com alguma facilidade, nos meses de novembro e dezembro, em pelo menos três dos pontos de água monitorizados (Fig. 16 e 17): o Fontanário – Mina (Campo), o Fontanário – Mina 1 (Valongo), e o Fontanário – Mina 2 (Aguiar de Sousa).

o comportamento tendencialmente inverso dos caudais em relação à condutividade elétrica, e principalmente em relação à temperatura, está patenteado nos diagramas de dispersão que se seguem (Fig. 17 e 18). Com efeito, está-se perante uma correlação negativa entre o caudal e a temperatura. de acordo com lima (2001) este facto, sugere a existência de misturas entre águas profundas (com maior componente mineral) e as águas de superfície. A este nível, o mesmo autor, refere que esta conceção pode ser apoiada pela correlação negativa caudal/temperatura e pela correlação positiva temperatura/condutividade elétrica.

Figura 17 – diagramas de dispersão do caudal em função da temperatura, relativos aos pontos de água onde foram efetuadas as análises hidrogramétricas: a) Fontanário-mina-1 (Valongo); b) Fontanário-mina (Campo); c) Fontanário-mina (Aguiar de Sousa); d) nascente - Aguiar de Sousa 2; e) Fontanário - Poço – Suzão; e f) Fontanário - nascente J.A.E. (Arouca) (Gonçalves, 2013). Figure 17 – Dispersion diagrams stating the flow as a function of temperature, relative to the water sources which were the subject of hydrogrammetric evaluations: a) Fontanário-mina-1 (Valongo); b) Fontanário-mina (Campo); c) Fontanário-mina (Aguiar de Sousa); d) Nascente - Aguiar de Sousa 2; e) Fontanário - Poço – Suzão; e f) Fontanário - Nascente J.A.E. (Arouca) (Gonçalves, 2013).


ASSoCIAção PoRTUGUESA dE GEóloGoS

Eduardo Gonçalves 19

Figura 18 – diagramas de dispersão do caudal em função da condutividade eléctrica, relativos aos pontos de água onde foram efetuadas as análises hidrogramétricas: a) Fontanário-mina-1 (Valongo); b) Fontanário-mina (Campo); c) Fontanário-mina (Aguiar de Sousa); d) nascente - Aguiar de Sousa 2; e) Fontanário - Poço – Suzão; e f) Fontanário - nascente J.A.E. (Arouca) (Gonçalves, 2013). Figure 18 – Dispersion diagrams stating the flow as a function of electric conductivity, relative to the water sources which were the subject of hydrogrammetric evaluations: a) Fontanário-mina-1 (Valongo); b) Fontanário-mina (Campo); c) Fontanário-mina (Aguiar de Sousa); d) Nascente - Aguiar de Sousa 2; e) Fontanário - Poço – Suzão; e f) Fontanário - Nascente J.A.E. (Arouca) (Gonçalves, 2013).

3.3. Recarga Um dos grandes desafios dos estudos hidrogeológicos em rochas cristalinas corresponde à estimação quantitativa da recarga de aquíferos, o que normalmente constitui uma tarefa complexa. Ao contrário dos meios porosos, os ambientes de rochas cristalinas têm a tendência a evidenciar características que os tornam mais intrincados. A este nível sobressaem as grandes oscilações nas

características hidráulicas (e.g. transmissividades e coeficientes de armazenamento). A variabilidade litológica do Anticlinal de Valongo, é também um factor promotor dessas oscilações. Além disso os meios cristalinos metassedimentares propiciam o desenvolvimento de aquíferos confinados e/ou semiconfinados, cujas áreas de recarga podem estar localizadas a grandes distâncias. neste cenário, torna-se premente recorrer ao máximo de parâmetros possível por forma a


20 Estudo hidrodinâmico do Anticlinal de Valongo

caracterizar a dinâmica hídrica subterrânea. no caso concreto, há a necessidade de recorrer a aspetos de terreno que possam caracterizar as condições de recarga subterrânea. Alguns desses aspetos são do domínio da geomorfologia e da hidrologia superficial, pelo que a definição dos limites (ou fronteiras) se reveste de grande importância. Em meios hidrogeologicamente homogéneos, os limites das bacias hidrográficas são assumidos como fronteiras hidrogeológicas, mas em meios heterogéneos a análise das condições de fronteira afigura-se como uma tarefa mais complicada. As bacias hidrográficas podem ser tomadas como unidades para a estimação da recarga, uma vez que os seus limites, em muitas situações, correspondem também uma fronteira para as águas subterrâneas (Singhal, 2008). As bacias hidrográficas podem ainda ser subdivididas em várias unidades hidrogeologicamente homogéneas, tudo depende das suas características hidrogeológicas. nas áreas estudadas a análise geomorfológica envolveu a delimitação de sub-bacias hidrográficas (ou bacias de contribuição hidráulica locais), que na realidade correspondem a subdivisões de bacias hidrográficas principais. na região de Valongo e Paredes, as bacias hidrográficas principais referem-se ao Rio Sousa e ao Rio Ferreira, e na região de Arouca as bacias principais são subsidiárias dos rios Paiva, Ardena e Sardoura. os rios Paiva, Ferreira e Sousa evidenciam relevância hídrica equivalente. Esta constatação baseia-se em dados como: caudais, desenvolvimento dos seus leitos, e fundamentalmente, desenvolvimento das suas redes hidrográficas. A análise da influência destes rios (subsidiários do Rio douro) na hidrologia subterrânea do Anticlinal de Valongo enquadra-se no campo das relações hidrologia superficial – hidrologia subterrânea. no âmbito da definição das relações hidrologia superficial – hidrologia subterrânea, na definição das condições de fronteira hídrica subterrânea, e na caracterização das condições de recarga hídrica subterrânea, a análise geomorfológica assume um papel preponderante. Alguns autores como Afonso et al., 2006, Kudrina & Šindelářovǎ (2006) e Teixeira et al. (2008), demonstraram a importância da cartografia hidrogeomorfológica como ferramenta útil de suporte a estudos de águas subterrâneas.

3.3.1. Cálculo da recarga A estimação da recarga dos reservatórios hídricos naturais de águas subterrâneas constitui um dos principais desafios de um hidrogeólogo. A aquisição de dados relativos à recarga dos aquíferos pode revelar-se muito útil em diversas aplicações. Em hidrogeologia existem vários métodos para a determinação da recarga subterrânea, entre os quais se podem citar: o método da equação de balanço hídrico; o método da percentagem de precipitação ocorrida durante os primeiros quatro meses do ano (civil) em relação a toda a pluviosidade anual; e o método da curva de recessão. neste estudo, o método da curva de recessão foi a técnica selecionada para a determinação da recarga subterrânea, pelo que se fez uso dos parâmetros atrás determinados, nomeadamente da reserva dinâmica registada no início dos diferentes períodos de recessão (V0). Esta reserva também pode ser definida como o volume total de água infiltrada na bacia de contribuição (Santos et al., 2006). Segundo Santos et al. (2006), é possível efetuar o cálculo da altura da água (H), destinada à recarga dos aquíferos, a partir da seguinte relação: V0/Área de bacia

(9)

Em seguida, o resultado desta relação deve ser convertido em milímetros (mm). Por fim, relacionando a infiltração (mm) com a precipitação registada para o mesmo período (mm) é possível calcular a percentagem de infiltração ou recarga. na Tabela 3. estão sintetizados os resultados dos cálculos da altura de água e da recarga (%) para os diferentes períodos de recessão dos pontos de água monitorizados. os cálculos dos valores de recarga, para a região de Valongo e de Paredes, revelaram consideráveis oscilações no que toca às taxas de recarga, as quais apresentaram uma especial tendência para valores mais elevados em períodos de seca. no entanto, de um modo geral, podem considerar-se reduzidos. A generalidade dos valores de recarga determinados são consideravelmente baixos, globalmente mais baixos do que os coeficientes propostos por Carvalho et al. (2000) in Carvalho (2006) para meios cristalinos em Portugal. Segundo estes autores, “poderão ser considerados coeficientes de infiltração da ordem de dez por cento, ou menos em cenários de seca extrema”.


Eduardo Gonçalves 21

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Tabela 3 – Resultados dos cálculos da altura média de água e recarga (Gonçalves, 2013). Table 3 – Mean scores of water height and recharge (Processed by Gonçalves, 2013). Ponto de água

Fontanário-mina (Valongo)

Fontanário-mina (Campo)

Font. -mina (Aguiar de Sousa)

Nascente – JAE (Arouca)

Nascente 2 (Aguiar de Sousa)

Fontanário-poço (Suzão – Valongo)

Período de recessão

Pluviosidade (mm)

Recarga (mm)

Recarga (%)

09/12/2009 – 15/01/2010

311

12,2

3,90 %

22/02/2010 – 16/04/2010

279

5,20

1,90 %

20/05/2010 – 08/07/2010

76,8

2,20

2,90 %

08/07/2010 – 28/09/2010

22,0

1,20

5,40 %

17/11/2009 – 11/01/2010

427

2,40

0,600 %

23/03/2010 – 16/04/2010

87,2

2,30

2,60 %

17/04/2010 – 20/05/2010

38,1

10,6

27,8 %

21/05/2010 – 08/07/2010

77,0

0,800

1,10 %

09/07/2010 – 28/09/2010

22,2

0,900

4,00 %

26/10/2009 – 15/01/2010

724

13,3

1,80 %

23/03/2010 – 16/04/2010

87,2

10,2

11,7 %

28/12/2009 – 30/03/2010

638

5,50

0,900 %

13/04/2010 – 28/05/2010

118

1,70

1,50 %

23/06/2010 – 30/08/2010

12,2

0,300

2,20 %

16/11/2010 – 26/01/2011

391

3,60

0,900 %

29/03/2011 – 29/04/2011

27,2

0,900

3,30 %

10/05/2011 – 28/06/2011

13,0

0,800

5,70 %

29/06/2011 – 30/09/2011

77,3

0,300

0,400 %

23/11/2010 – 26/01/2011

316,9

3,90

1,20 %

23/02/2011 – 28/04/2011

92,6

1,40

1,50 %

29/04/2011 – 31/08/2011

57,3

0,500

0,900 %

Valores médios finais

4. Conclusões de entre os três pontos versados no presente trabalho, a piezometria foi a área menos explorada. A sua breve abordagem, que se consignou às áreas de Valongo e de Paredes, assentou numa base de dados pouco robusta. Mesmo assim houve a opção pela sua inclusão em virtude de constituir um esboço geral que pretendeu sintetizar e ilustrar alguns aspetos de interesse hidrogeológico, como sejam: os padrões principais de fluxo hídrico subterrâneo; a variação sub-regional dos níveis hidrostáticos; e os principais alinhamentos topográficos.

3,37

8,86 %

As áreas de Valongo, de Paredes e de Arouca, em termos hidrogeológicos, integram um meio cristalino (cristalofilino) onde pontificam unidades litológicas metassedimentares muito variadas. Esta diversidade litológica está na base de grandes heterogeneidades hidrogeológicas. Todavia, o fator tectónica (na forma de falhas, filões, diaclases e outros lineamentos tectónicos), para além de promover um maior grau de heterogeneidade e anisotropia, exerce uma grande influência no armazenamento e no fluxo hídrico subterrâneo. Este fator, que foi aflorado em detalhe por Gonçalves (2013, 2015) com o recurso à decompo-


22 Estudo hidrodinâmico do Anticlinal de Valongo

sição de hidrogramas de nascentes naturais, e outros pontos de água com escoamento natural. nesta análise foi possível secionar diferentes tipos de descargas naturais, com diferentes ordens de grandeza, as quais se enquadram em duas categorias principais: esgotamentos rápidos de carácter turbilhonar; e esgotamentos lentos, característicos de fluxo de base. os esgotamentos rápidos são normalmente associados a fluxos de água processados através dos sistemas de fraturas locais, assumindo especial relevância as diaclases. Através da análise de vários afloramentos, no terreno, a densidade dos sistemas de diaclasamento foi uma constante, com a ocorrência de, no mínimo, três famílias oblíquas a perpendiculares entre si. Com efeito, assinalaram-se condições favoráveis ao fluxo de água através das fraturas. A uma menor escala, a alteração também exerce influência no fluxo hídrico subterrâneo, a qual, na generalidade das litologias, promove a permeabilidade vesicular, que é resultante da dissolução de sulfuretos. Um elemento essencial deste estudo residiu no cálculo dos índices de recarga (expressa em percentagens), o qual também teve como base as análises de hidrogramas. Pode dizer-se que, no contexto do Maciço Antigo, os valores obtidos para a recarga são relativamente baixos. Esta situação leva supor que se tratará de recarga profunda. Segundo Carvalho (2006) estes valores entram em linha de conta com a infiltração (recarga) profunda, a qual é materializada pelo fluxo de base, ou seja, determinada pelos valores mínimos de escoamento. Em jeito de comentário final, pode concluir-se que a análise hidrogramétrica se pode considerar uma importante ferramenta de suporte à compreensão das potencialidades hidráulicas litologias do Maciço Antigo. Com efeito, recomenda-se este tipo de estudos no suporte à caracterização dos parâmetros escoamento natural e a recarga subterrânea. Agradecimentos Existe um conjunto de pessoas e de instituições que contribuíram em grande medida para a realização deste manuscrito (que foi realizado essencialmente com base na tese de doutoramento do autor): • Fundação para a Ciência e Tecnologia (FCT). Correspondeu à instituição que financiou integralmente a bolsa de doutoramento;

• Centro de Geologia da Universidade do Porto (CGUP). Correspondeu à instituição de acolhimento do projeto de doutoramento; • Prof. Helena Macedo Couto e Prof. José Martins Carvalho, enquanto orientadores da tese de doutoramento; • A todas as entidades/empresas colaboradoras nos trabalhos de campo, quero também deixar os sinceros agradecimentos: Empresa das lousas de Valongo, SA; Pereira Gomes & Carvalho, lda., e Ardósias Valério & Figueiredo, lda. Bibliografia Afonso, M. J., Marques, J. E., Marques, J. M., Carreira, P. M., Fonseca, P. E., Gomes, A., Carvalho, J. M., Samper, J., Borges, F. S., Rocha, F. T. & Chaminá, H. 2006. Caracterização multidisciplinar dos recursos hídricos subterrâneos em áreas urbanas e montanhosas (norte e Centro de Portugal): metodologias e técnicas. Actas do II Fórum Ibérico de Águas Engarrafadas e Termalismo: 234-242. Bear, J., 1979. Hydraulics of groundwater. Universidade de Michigan. McGraw-Hill International Book Co., 567. Carvalho, J. M., 2006. Prospecção e pesquisa de recursos hídricos subterrâneos no Maciço Antigo Português: linhas metodológicas. Dissertação apresentada à Universidade de Aveiro para cumprimento dos requisitos necessários à obtenção do grau de Doutor em Geociências (Hidrogeologia Aplicada), sob sua exclusiva responsabilidade. Universidade de Aveiro. Castany, G., 1975. Prospección y Explotación de las Aguas Subterrâneas. Ediciones omega, S. A. Barcelona. Custódio, E. & llamas, M. R., 1983. Hidrología Subterránea. Ediciones omega, 2 tomos., 2359. Barcelona. Gonçalves, E. J., 2013. Hidrogeologia das áreas de Valongo, de Paredes e de Arouca, no contexto do Anticlinal de Valongo. Tese apresentada à Universidade do Porto para a obtenção do grau de Doutor em Geociências (Hidrologia e Hidrogeologia). Universidade do Porto., 355. Gonçalves, E. J., 2015. Hydraulic conductivity assessment for fractured crystalline media in Valongo Anticline (northern Portugal) based on the mesoscopic structures analysis. Comunicações Geológicas LNEG – Unidade de Geologia, Hidrogeologia e Geologia Costeira Vol. 102: 21-28. Korkmaz, n., 1990. The estimation of groundwater recharge from spring hydrographs. Hydrological Sciences Journal: 209-217. Geotechnical Services and


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Eduardo Gonçalves 23

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GEONOvAS vOL.

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33, N.º 1-2: 25 a 36, 2020 25

O sucesso da modelagem geológica 3D para uma perfuração offshore de alto risco: Campo de óleo Pirauna, Bacia de Campos, Brasil Mário Pereira de Carvalho1*, Kledson Tomaso Pereira de Lima2, Mateus Martins de Lima3 1

Geólogo de Reservatórios, Mestre - aposentado da Petrobras S.A.

Gerente Regional da Agência Nacional de Mineração (ANM)/Bahia. Sócio-Diretor Técnico da Catu Consultoria Ltda. 2

Doutor, Geofísico de Reservatórios – Petrobras S.A. 3

Engenheiro de reservatórios – Petrobras S.A.

*Autor correspondente: geomcarvalho@gmail.com

Resumo No ano de 2005, o poço PU-1, perfurado no Campo de Pirauna, na Bacia de Campos, apresentava problemas mecânicos que impediam a sua produção de petróleo. Por tratar-se do único poço produtor, ainda em operação, de um dos três blocos do Campo de Pirauna, isto impactava bastante na produção do campo como um todo. A posição de ancoragem da única plataforma de produção deste campo impedia o reparo mecânico deste poço. A expressiva diminuição da produção de petróleo do campo projetava o seu abandono econômico para o ano de 2011. A solução proposta pela equipe de reservatórios foi perfurar um novo poço horizontal para substituir o poço avariado, iniciando a perfuração a partir de um ponto afastado da plataforma de produção. O maior desafio para o posicionamento do alvo, no reservatório, resultava da baixa resolução do dado sísmico disponível, que havia sido gerado a partir de um merge de três diferentes levantamentos sísmicos 3D, obtidos em datas distintas, com diferentes parâmetros de aquisição. Outra grande incerteza era a indefinição do contato óleo/água, que não havia sido constatado pelos poços já perfurados no bloco. A fim de minimizar essas incertezas, a equipe de reservatórios decidiu elaborar uma Modelagem Geológica 3D, seguida de uma Simulação Numérica de Fluxos. Para tanto, foram utilizados como inputs o merge do dado sísmico - que passou por um reprocessamento sísmico para melhorar sua resolução – além dos dados geológicos e de produção de 4 outros poços já perfurados no bloco em questão e de 7 outros poços perfurados nos blocos adjacentes. Esses estudos foram iniciados em 2006, concluídos em 2007, e o novo poço, o PU-17, foi perfurado em 2009, produzindo inicialmente, em fevereiro deste mesmo ano, 7.420 barris de petróleo /dia com BSW de 1,5%. Em apenas sete meses o poço alcançou a extraordinária marca de 1 milhão de barris de petróleo. Em agosto de 2017 este poço foi fechado por baixa produtividade, acumulando uma produção total de 3.304.541 barris de petróleo. Palavras-chave: Modelagem geológica 3D; simulação numérica de fluxos; linhas de fluxo; arenitos cimentados; petróleo. Abstract In 2005, the oil well PU-1, drilled in the Pirauna oil field, Campos Basin, had mechanical problems which stoped its oil production. As it was the only producing well still operating in one of the three blocks of the Pirauna oil field, this had a significant impact on the production of the field as a whole. The anchoring position of the production rig prevented the mechanical repair of this well. The strong decrease in the oil field production projected its economic abandonment for the year 2011. The solution proposed by the reservoir team was to drill a new horizontal well to replace the damaged well, starting drilling from a point away from the production rig. The biggest challenge for the target reservoir positioning resulted from the low resolution of the available seismic data, which had been generated from a merge of three different 3D seismic surveys, obtained on different dates, with different acquisition parameters.


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Another major uncertainty was the lack of oil / water contact definition, which had not been crossed by the wells already drilled in the block. In order to minimize these uncertainties, the reservoir team decided to built a 3D Geological Modeling, followed by a Numerical Flow Simulation. For this purpose, the merge of the seismic data - which was seismically reprocessing to improve its resolution - was used as inputs, in addition to the geological and production data of 4 other wells already drilled in the block in question and 7 other wells drilled in the adjacent blocks . These studies were initiated in 2006, completed in 2007, and the new well, PU-17, was drilled in 2009, initially producing, in February of the same year, 7,420 barrels of oil / day with a BSW of 1.5%. In just seven months, the well reached the extraordinary accumulated production of 1 million barrels of oil. In August 2017, this well was closed due to low productivity, accumulating a total production of 3,304,541 barrels of oil. Keywords: 3D geological modeling; numerical flow simulation; flow lines; cemented sandstones; petroleum.

1. Introdução O Campo de Piraúna está localizado na parte central da Bacia de Campos, em profundidade d’água que varia entre 180 e 300 m, a 115 km da Cidade de Macaé – RJ – Brasil, Fig. 1. Foi descoberto em 1981 e iniciou sua produção em 1983. Foram perfurados 22 poços. É composto por três blocos de produção, estruturalmente separados entre si, mas hidraulicamente conectados por um forte aquífero

atuante. Os reservatórios são arenitos turbidíticos depositados entre o Santoniano/Campaniano e o Eoceno. O óleo é de 24º a 29º APi e as condições permoporosas são excelentes, frequentemente superiores a 1 D. A pressão do reservatório sofreu um pequeno declínio e é mantida pelo aquífero atuante que dispensa a injeção de água (P.E. atual = 184 kgf/cm² e Psat = 140 kgf/cm² a -2.500m). Sistemas de gas-lift são utilizados em todos os poços. A produção, em junho de 2010, era de 5.660 barris de óleo/dia.

Figura 1 – Mapa de localização do Campo de óleo de Pirauna. Figure 1 – Location Map of Pirauna oil Field.


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2. Geologia do Campo de Piraúna

3. Interpretação Sísmica do Bloco A

O campo é constituído por arenitos turbidíticos depositados durante a Megassequência Marinha Transgressiva da Bacia de Campos (Bruhn et al., 2003). Ocupa o bloco alto da Falha de Pirauna, com rejeito de 300 m. É composto de três diferentes blocos de produção, separados entre si por baixos estruturais resultantes da halocinese sotoposta, Fig 2.

O Campo de Piraúna é coberto por 3 levantamentos sísmicos 3D de caráter exploratório não dedicados a este campo, gerando baixa cobertura sísmica. Além disto, a ancoragem da plataforma de produção, a PU-15, impossibilitou a execução de outros levantamentos sísmicos nesta região. Outro ponto desfavorável é que o reservatório não apresenta anomalias de amplitude em sua entrada devido à ocorrência de folhelhos de baixa velocidade, podendo gerar erros no posicionamento do topo do reservatório. Para minimizar estas incertezas utilizou-se de atributos sísmicos auxiliares, como o aumento do conteúdo de frequência para ressaltar novos eventos sísmicos associados à geometria do reservatório, o que auxiliou na interpretação do topo do reservatório eocênico, como pode ser visto na Fig. 3 e 4. Outro atributo utilizado foi a impedância P (iP) para corroborar o dado de aumento de frequência, além de gerar informações sobre a geometria interna e minimizar as incertezas geradas pelos dados de amplitude. Este volume foi inicialmente calibrado com dados dos perfis dos poços e testemunhos e, posteriormente, realizada a etapa de correlação poço-poço e sísmica-poço para identificar e validar as respostas observadas no cubo de impedância. Este dado de impedância gerou informações para o recheio do reservatório, como pode ser visto na Fig. 4, onde o dado de amplitude, somente, não caracteriza o interior do reservatório, enquanto o dado iP mostra a ocorrência de uma gradação dentro do reservatório.

Figura 2 – Mapa geológico simplificado do Campo de Pirauna. Figure 2 – Simplified geological map of Pirauna Field.

O Bloco A, aqui abordado, é constituído por arenitos turbidíticos eocênicos, amalgamados, depositados por correntes de alta densidade, dentro de canais. Apresentam espessura máxima de 36m. São predominantemente arcóseos, variando de finos a médios. Localmente, através de uma minuciosa avaliação dos perfis elétricos, verifica-se a ocorrência de processos de mesodiagênese, com a geração de cimento calcífero, formando delgadas camadas de arenitos cimentados, com 0,60m de espessura média. Esses níveis cimentados, por serem diagenéticos, apresentam-se ligeiramente discordantes do acamadamento original. A porosidade efetiva média é de 26%, com permeabilidade absoluta média superior a 1D, atingindo valores de até 6D. O volume original de óleo recuperável é de 30 milhões de barris. Estruturalmente, o Bloco A é constituído por uma estrutura dômica, resultante da compactação diferencial, provocada pela halocinese sotoposta, além de algumas falhas NW-SE de pequeno rejeito. O contato óleo/água original não foi constatado.

Figura 3 – Seção de amplitude sísmica onde a linha amarela representa o topo do reservatório. Figure 3 – Seismic amplitude section where the yellow line represents the reservoir top.


28 O sucesso da modelagem geológica 3D para uma perfuração offshore de alto risco: Campo de óleo Pirauna, Bacia de Campos, Brasil

4. Engenharia de Reservatórios

Figura 4 – Seção com aumento de frequência, neste caso foi possível identificar novos eventos relacionados com as variações litológicas do reservatório. Figure 4 – Increased frequency section, in this case it was possible to identify new events related to the lithological variations of the reservoir.

Figura 5 – Seção da amplitude sísmica através do poço PU-1. Figure 5 – Seismic amplitude section through the PU-1 well.

Figura 6 – Seção da amplitude sísmica através do poço PU-1. Figure 6 – Seismic amplitude section through the PU-1 well.

verifica-se que, geologicamente, os três blocos de produção do Campo de Pirauna estão estruturalmente separados entre si, contudo, os dados de pressão estática (P.E.) indicam que estão hidraulicamente conectados por um aquífero de fundo, que manteve a pressão estática em 186 kgf/cm², entre 2004 e 2009. A Figura 7 mostra o histórico da pressão estática nos três blocos de produção. O Bloco A teve dois poços produtores, o PU-1, fechado no início de 2009 por problemas mecânicos e o PU-2 que produziu por apenas dois anos e também foi fechado por problemas mecânicos. A Figura 8 mostra o histórico do BSW do poço PU-1. O poço PU-1 iniciou sua produção em 1984, fechando em 1991 para recompletação (zona mais baixa fechada e canhoneada zona superior, 15m acima) quando seu BSW era de 23%. Em 1993, este poço foi reaberto com BSW ~ 0%. Era previsto que a água chegaria com pouco tempo de produção, já que a estrutura era pequena e o novo canhoneio próximo ao anterior, mas a chegada da água se deu após mais de 2 anos. A geologia de reservatórios se utilizou deste fato para reinterpretar os perfis elétricos e identificar a ocorrência de delgadas camadas de arenitos cimentados (60 centímetros de espessura) que atuaram como barreiras de permeabilidade, retardando a chegada da frente de água. Esta reinterpretação foi fundamental para o sucesso da nova locação.

5. Modelagem Geológica 3D A área superficial da modelagem geológica 3D mediu cerca de 4,0 km2, englobando toda a estrutura dômica responsável pela produção de óleo do Bloco A, com quatro poços perfurados (Figura 9). A análise dos perfis elétricos e do histórico de produção dos quatro poços demonstrou a existência de três camadas de arenitos cimentados, com espessuras médias de 0,60 m, mas que apresentavam extensões laterais suficientes para interferir na dinâmicos dos fluxos para os poços e que, em função disto, necessitavam ser reproduzidos durante a modelagem geológica 3D, impondo, desta forma, a elaboração de um grid de modelagem bastante fino, com layers de 0,75 m de espessura e células medindo 100 m x 100 m. Todas as etapas da modelagem geológica 3D serão apresentadas a seguir.


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Figura 7 – Histórico da pressão estática e da vazão bruta, mostrando o mesmo comportamento da pressão nos três blocos de produção e a sua estabilização devido à forte atuação do aqüífero. Figure 7 – Static pressure and liquid production history, showing the same pressure behavior in the three production blocks and its stabilization due to the strong aquifer effect.

5.1. Caracterização do Reservatório A fase de caracterização do reservatório incluiu a reinterpretação de todos os dados existentes – perfis elétricos, testemunhos e dados sísmicos – e a elaboração de um novo modelo estratigráfico e estrutural do Bloco A. 5.2. Interpretação dos perfis elétricos e testemunhos Figura 8 – BSW do poço PU-1, fechado em 1991 e reaberto em 1993. Figure 8 – BSW of PU-1 well, closed in 1991 and reopened in 1993.

Figura 9 – Área superficial da Modelagem Geológica 3D. Figure 9 – Area of the Geological 3D Modeling.

Para tanto, foram utilizados 11 poços, sendo 4 perfurados no Bloco A (PU-1, PU-2, PU-3 e PU-4) e 7 outros poços perfurados nos blocos adjacentes. Seis perfis elétricos foram analisados: GR, RHOB, NPHi, iLD, vSH e PHiE. O poço PU-1 foi utilizado como poço de correlação para os demais. Foram identificadas quatro diferentes eletrofácies: Arenito 1 (reservatório), Arenito 2 (reservatório), Arenito Cimentado (não reservatório) e Folhelho (não reservatório). Dois testemunhos, obtidos nos poços PU-1 e PU-3, representando 11 m na metade superior e 9 m na metade inferior do reservatório, respectivamente, foram correlacionados aos perfis elétricos interpretados. Quatro litofácies, anteriormente definidas nos testemunhos, foram mantidas: Arenito Maciço (reservatório), Arenito Estratificado (reservatório), Arenito Bioturbado (reservatório) e Folhelhos (não reservatório). Os arenitos


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cimentados, embora presentes, não haviam sido observados nos testemunhos. Pelas características permoporosas e da curva GR, a correlação eletrofácies-litofácies foi feita da seguinte forma: – Eletrofácies Arenito 1, reservatório principal, com porosidades variando de 25% a 30%. Corresponde às litofácies Arenito Maciço e Arenito Estratificado. – Eletrofácies Arenito 2, reservatório secundário, com porosidades variando de 18% a 24%. Corresponde à litofácies Arenito Bioturbado. – Eletrofácies Arenitos Cimentados, não reservatório, representados por delgadas camadas com 0,60m de espessura média, sem porosidade. Embora presentes nos testemunhos, não foram individualizadas como litofácies.

ficadas 3 camadas de arenitos cimentados. O Arenito Cimentado 1, estruturalmente mais alto, não foi correlacionado a qualquer outro poço. O Arenito Cimentado 2 foi correlacionado ao poço PU-2. O Arenito Cimentado 3 ocorre em todos os 4 poços perfurados no Bloco A. A Figura 10 apresenta a correlação dos poços com os perfis e horizontes estratigráficos. 5.3. Modelagem Estrutural e Estratigráfica Objetivando representar as áreas de ocorrência dos arenitos cimentados, definiu-se células medindo 100 x 100 m. Foram importados os horizontes de topo e base do reservatório bem como as falhas mapeados pela sísmica e ajustados aos poços. A Figura 11 mostra o mapa estrutural do topo do reservatório.

– Eletrofácies Folhelhos, não reservatórios, com porosidades inferiores a 9% e GR alto. Mantida a mesma correlação com as litofácies Folhelhos descritas nos testemunhos. A correlação dos poços foi feita após a interpretação das eletrofácies. No poço PU-1 foram identi-

Figura 10 – Seção dos poços com PHiE, RHOB e Eletrofácies. Os horizontes estratigráficos são: topo e base do Reservatório em negro; Arenito Cimentado 1 em verde; Arenito Cimentado 2 em vermelho e Arenito Cimentado 3 em azul. Figure 10 – Well section with PHIE, RHOB and Electrofacies. The stratigraphic horizons are: top and bottom of the Reservoir in black; Cemented Sandstone 1 in green; Cemented Sandstone 2 in red and Cemented Sandstone 3 in blue.

Figura 11 – Mapa estrutural no topo do reservatório. Figure 11 – Structural map on reservoir top.

A modelagem estratigráfica utilizou uma única zona, já que o Bloco A apresenta apenas um reservatório. O refinamento vertical foi feito pela divisão dos layers, com 0,75 m de espessura, para representar os arenitos cimentados. O modelo final apresentou 50 layers, totalizando 33.350 células.


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5.4. Definição das Áreas de Ocorrência dos Arenitos Cimentados A ocorrência dos arenitos cimentados foi definida deterministicamente, pela análise da geologia estrutural; dos perfis dos poços; e da distribuição das Linhas de Fluxo. A Simulação das Linhas de Fluxo foi realizada no software FrontsimTM, que é uma extensão do software PetrelTM, para um período de 20 anos, iniciando no primeiro ano de produção do bloco. Foi ajustado um time step de 1 ano, junto com a restrição na produção de água. Para o controle do fluxo foram utilizados resultados preliminares da Simulação Numérica de Fluxos, como dados de entrada. As Linhas de Fluxo foram utilizadas apenas para identificar as áreas de ocorrência dos arenitos cimentados e não para previsão de produção. Para determinar os contornos dos arenitos cimentados foram observadas as canalizações de água produzida através do rápido crescimento de Sw nas Linhas de Fluxo. Comparando estas áreas com os dados dos poços e com o contato óleo/água inferido, foram traçados polígonos limitantes para os três arenitos cimentados. Os limites dos arenitos cimentados foram utilizados junto com os horizontes estratigráficos correspondentes para gerar superfícies de topo e base para cada arenito cimentado. Estas superfícies foram utilizadas como intervalos estratigráficos na Modelagem de Fácies para gerar corpos geométricos de arenitos cimentados. A Figura 12 apresenta o

Figura 12 – Limites dos arenitos cimentados. Em negro, o limite do reservatório, em verde, o Arenito Cimentado 1, em vermelho, o Arenito Cimentado 2 e em azul, o Arenito Cimentado 3. Figure 12 – Limits of cemented sandstones. In black, the reservoir limit, in green, the cemented sandstone 1, in red, the cemented sandstone 2 and in blue, the cemented sandstone 3.

limite do modelo geológico e dos arenitos cimentados de acordo com os procedimentos descritos. 5.5. Modelagem de Fácies vários estudos têm sido desenvolvidos para modelagem de propriedades em reservatórios turbidíticos (Aniekwena et al., 2003, Xiaoguang et al., 2000). Dependendo do ambiente geológico, há uma seleção de algoritmos geoestatísticos que podem ser aplicados. A maioria advém do GSLiB (Deutsch et al., 1998). As técnicas de Simulação Sequencial são métodos geoestatísticos aplicáveis a estes reservatórios. No caso de propriedades discretas, como fácies, a Sequential Indicator Simulation (SiS) é bastante utilizada (Ezekwe et al., 2005). Como o SiS permite um alcance de resultados muito rápido para uma relativa pequena quantidade de dados, e também utiliza os trends da interpretação geológica, este foi escolhido como método para a modelagem de fácies. No entanto, como as camadas de arenitos cimentados estão, por vezes, presentes em apenas dois poços, estas não foram incluídas na simulação estocástica, para tanto, não foi utilizado o código destes arenitos na modelagem de fácies. Mapas de variogramas e variogramas experimentais foram utilizados. A direção de maior anisotropia, N400, foi obtida de mapas de amplitude sísmica. A Figura 13 mostra o mapa de amplitude sísmica na base do reservatório.

Figura 13 – Mapa de anomalia de amplitude sísmica mostrando um trend SW-NE, na base do reservatório, na área do bloco A, circundada em azul. Figure 13 – Seismic amplitude anomaly map showing a SW-NE trend at the base of the reservoir in the area of block A, surrounded by blue line.


32 O sucesso da modelagem geológica 3D para uma perfuração offshore de alto risco: Campo de óleo Pirauna, Bacia de Campos, Brasil

Concluído o modelo de fácies, foi iniciada a modelagem dos corpos de arenitos cimentados. Uma vez que estes arenitos, gerados por mesodiagênese, se apresentavam discordantes com o acamadamento original do pacote sedimentar como um todo, foi necessário gerar um procedimento de modelagem geológica 3D até então inédito para representar esta situação. Para tanto, o algoritmo PetrelTM Assign Value between Surface foi utilizado (SiS* Help Manual, 2005). Este algoritmo gera um modelo de propriedade com valores discretos de células obtidas a partir de qualquer combinação de superfícies de entrada. Estes valores atribuídos foram utilizados na operação de “inserir” os corpos de arenitos cimentados no modelo SiS de fácies de fundo. isso foi feito tornando com que o modelo de fácies de fundo assumisse o código Arenito Cimentado onde suas células fossem coincidentes com o valor 1 dos corpos de arenitos cimentados. A sintaxe da calculadora do PetrelTM foi utilizada para realizar esta operação para os 3 arenitos cimentados. Esta opção pode ser utilizada para gerar modelos discretos de propriedades dentro dos limites de

superfícies discordantes com o layering do modelo geológico 3D. As opções de dados de entrada para esta modelagem geométrica são: 1) superfície de topo, 2) superfície de base e 3) limite do polígono. Utilizando como entrada os dados resultantes das fases anteriores da modelagem, neste caso as superfícies dos arenitos cimentados e seus limites, três corpos de arenitos cimentados foram obtidos. Um exemplo pode ser visto na Figura 14, que mostra o corpo de Arenito Cimentado 1, em relação ao grid. Após esta operação final, os corpos de arenitos cimentados foram incluídos no modelo SiS de fácies, concluindo o modelo final de fácies que foi utilizado na modelagem petrofísica. A Figura 15 apresenta o modelo final de fácies. 5.6. Modelagem Petrofísica A modelagem petrofísica, da porosidade e permeabilidade, foi elaborada como entrada para o modelo de Simulação Numérica de Fluxos, visando proporcionar um cenário razoável para orientar a trajetória do novo poço.

Figura 14 – Arenito Cimentado 1 no grid de modelagem. As células azuis têm valor atribuído de 1 e as outras células valor 0. Figure 14 – Cemented Sandstone 1 in the modeling grid. The blue cells have an assigned value of 1 and the other cells have a value of 0.


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Mário Pereira de Carvalho, Kledson T. P. Lima, Mateus M. de Lima 33

Figura 15 – Arenito Cimentado 1 no grid de modelagem. As células azuis têm valor atribuído de 1 e as outras células valor 0. Figure 15 – Cemented Sandstone 1 in the modeling grid. The blue cells have an assigned value of 1 and the other cells have a value of 0.

inicialmente, foi elaborada a modelagem das quatro eletrofácies, já descrita no subitem 5.5. No caso da porosidade, foram utilizados, como dados primários, os valores obtidos dos perfis elétricos dos poços, e, assim como para a modelagem de fácies, foi empregada uma abordagem estocástica. Mapas de variogramas foram gerados e suas isotropias, no caso os trends e os comprimentos e larguras dessas isotropias foram inseridas como condicionantes para a modelagem da porosidade. Devido ao “reduzido” número de dados primários e a falta de secundários, a Simulação Sequencial Gaussiana (SGS) foi escolhido como algoritmo para distribuir esses valores de porosidade.

Para a modelagem da permeabilidade, na falta de perfis elétricos específicos, no caso a Ressonância Magnética, por exemplo, foi utilizada a correlação de Log K x PHi (distribuição logarítmica da permeabilidade (K) x distribuição normal da porosidade (PHi)) obtida de 52 plugs extraídos de 20 metros de testemunhos cortados nas rochas-reservatório. A correlação obtida a partir dessas duas distribuições foi bastante elevada, superior a 90% (Figura 16). A equação obtida da curva de regressão desta correlação, y = 2,13e23,76x, onde y = permeabilidade e x = porosidade, foi utilizada através da calculadora do software de modelagem PetrelTM para gerar um grid de permeabilidade, naturalmente, derivado do grid de porosidade.

Figura 16 – Distribuição Log K x PHi medidos em 52 plugs obtidos a partir de 20 metros de testemunhos cortados na rocha-reservatório. Figure 16 – Log K x PHI distribution from 52 core plugs.


34 O sucesso da modelagem geológica 3D para uma perfuração offshore de alto risco: Campo de óleo Pirauna, Bacia de Campos, Brasil

Desta forma, ambas as propriedades petrofísicas, porosidade e permeabilidade, foram condicionadas ao modelo de fácies, de forma que os arenitos cimentados estiveram presentes no modelo final de simulação numérica. Os resultados podem ser vistos na Figura 17. 6. Estimativa do contato óleo/água O contato óleo/água não foi constatado em nenhum dos poços perfurados e, por isso, se constituía numa das mais severas incertezas, ao impactar nos cálculos do volume recuperável de óleo e do vPL (valor Presente Líquido). Este contato foi então estimado a partir de quatro elementos: i) em correlação com o bloco B; ii) em relação à geometria da estrutura dômica; iii) em relação aos resultados apresentados pelos poços PU-3 e PU-4; iv) em função da produção acumu-

lada de óleo do Bloco A. Desta forma, o contato óleo/água foi estimado na profundidade de -2.527 m. 7. Simulação Numérica de Fluxos A fim de reproduzir a modelagem dos finos arenitos cimentados, que impactavam fortemente nos fluxos, foi decidido não fazer o upscaling do modelo geológico, rodando a simulação numérica de fluxos diretamente sobre o modelo geológico 3D. Assim, o grid de simulação constou de 18.435 células ativas (do total de 33.350), medindo 100 m x 100 m x 0,75 m. Desta forma, a simulação de fluxos conseguiu honrar o histórico de produção, reproduzindo a existência de barreiras de permeabilidade, provocadas pelos arenitos cimentados. Na Figura 18 é mostrado o ajuste final de histórico obtido na simulação de fluxos.

Figura 17 – Seção mostrando os modelos de porosidade e permeabilidade condicionadas às fácies. Notar que os arenitos cimentados apresentam baixos valores de porosidade e permeabilidade. Figure 17 – Section showing the porosity and permeability models conditioned to the facies. Note that cemented sandstones have low porosity and permeability values.

Figura 18 – Ajuste de histórico dos poços PU-2 (esquerda) e PU-1 (direita). Figure 18 – History match of PU-2 (left) and PU-1 (right) wells.


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Mário Pereira de Carvalho, Kledson T. P. Lima, Mateus M. de Lima 35

Foi então gerada a curva de previsão da produção do novo poço, que, por conta do reservatório já ter sido parcialmente drenado, projetou-se uma produção inicial de óleo de 3.145 barris de óleo/dia com BSW de 45%. Será visto adiante que essas previsões foram amplamente ultrapassadas. 8. Proposta da Nova Locação Foi proposta a perfuração de um produtor com extensão horizontal máxima de 700 m, perfurados entre o Arenito Cimentado 1, mais alto estruturalmente, e o topo do reservatório, no topo da estrutura dômica, em coluna de óleo estimada de 24 m de espessura. A fim de definir o topo do reservatório e o contato o/a, seria perfurado antes um poço piloto.

9. Resultados Perfurado, o poço piloto interceptou o reservatório 5 m abaixo do previsto e o contato o/a 13 m acima do estimado. O poço produtor PU-17 foi concluído em fevereiro de 2009, com vazão inicial de 7.420 barris de petróleo/dia, com BSW de 1,5%. O baixo BSW inicial é atribuído ao retardo da frente de água, proporcionado pelo Arenito Cimentado 1, como foi previsto pela equipe de reservatórios. Em apenas sete meses o poço alcançou a extraordinária

Figura 19 – Trajetória do novo poço produtor, com trecho horizontal de 700 m, a ser perfurado entre o Arenito Cimentado 1 e o topo do reservatório, objetivando retardar a chegada da água. Figure 19 – Trajectory of the new producing well, with a 700 m horizontal section projected between the Cemented Sandstone 1 and the reservoir top, aiming to delay the the break trhough.

marca de 1 milhão de barris de petróleo. Em agosto de 2017 este poço foi fechado por baixa produtividade, acumulando um enorme volume de óleo produzido, de 3.304.541 barris. 10. Conclusões O refinamento na avaliação dos perfis elétricos permitiu identificar a ocorrência de delgadas camadas de arenitos cimentados, com 0,60 m de

Figura 20 – Curva de produção do novo poço PU-17. Figure 20 – Production curve of the new PU-17 well.


36 O sucesso da modelagem geológica 3D para uma perfuração offshore de alto risco: Campo de óleo Pirauna, Bacia de Campos, Brasil

espessura em média, sem permeabilidade, que por isso interferiam fortemente nos fluxos de óleo e água do Bloco A. O zoneamento estratigráfico revelou que esses níveis cimentados, diagenéticos, eram discordantes ao acamadamento do restante do pacote sedimentar. Um procedimento até então inédito de modelagem geológica 3D foi desenvolvido para incorporar essas camadas discordantes. Foi necessário construir um grid muito fino, com layers de 0,75 m de espessura, a fim de incorporar essas delgadas camadas de arenitos cimentados. Na passagem da Modelagem Geológica 3D para a Simulação Numérica de Fluxos não foi executado o processo de upscaling, para não perder a modelagem geológica dos arenitos cimentados. O Reprocessamento do Dado Sísmico; a Modelagem Geológica 3D; a Simulação de Linhas de Fluxo; e a Simulação Numérica de Fluxos foram macroprocessos adotados que possibilitaram o sucesso da nova locação. Os resultados do novo poço produtor validaram, satisfatoriamente, a Modelagem Geológica 3D e a Simulação Numérica de Fluxos. A modelagem geológica dos arenitos cimentados, que atuavam como barreiras de permeabilidade, sobretudo o estruturalmente mais alto, possibilitou o planejamento do trecho horizontal do novo poço a fim de retardar a chegada da frente de água. Qualquer heterogeneidade geológica, que venha a interferir no sistema de fluxos de um campo de óleo e/ou gás, deve ser reproduzida nos modelos geológico 3D e de simulação numérica de fluxos. 11. Nomenclatura BSW GR GSLiB iLD

Basic sediments and water Perfil de raios gama Geostatistical Software Library Perfil de indução elétrica

NPHi P.E. PHiE Psat RHOB SGS SiS SiS* vPL vSH

Perfil Neutron Pressão estática Perfil de porosidade efetiva Pressão de saturação Perfil Densidade Sequential Gaussian Simulation Sequential indicator Simulation Schlumberger information Solution Help Manual valor Presente Líquido Perfil de argilosidade

Referências Aniekwena, A. U., Mcvay, D. A., Ahr, W. M., Watkins, J. S., 2003. integrated Characterization of the ThinBedded 8 Reservoir, Green Canyon 18, Gulf of Mexico. Paper SPE 84051. Annual Technical Conference and Exibition, Denver, Colorado, 58 October. Bruhn, C. H. L., Gomes, J. A. T, Lucchese, C. J., Johann, P. R. S., 2003. Campos Basin: Reservoir Characterization and Management – Historical Overview and Future Challenges. Paper OTC 15220. Offshore Technical Conference, Houston, Texas, 58 May. Deutsch, C.v. Journel, A.G., 1998. GSLiB: Geostatistical Software Library and User’s Guide. Oxford University Press, New York. Ezekwe, J.N., Filler, S.L., 2005. Modeling Deepwater Reservoirs. Paper SPE 95066 presented at the 2005 Annual Technical Conference and Exibition, Dallas, Texas, 9-12 October. Schlumberger information Solutions. Petrel 2005 Help Manual. Xiaoguang, L., Jun, S., Hanqing, Z., Huidong, Y., 2000. Stochastic Modeling Technique for Heterogeneous Multi-Layer Sandstone Reservoir. Paper SPE 64764 presented at 2000 international Oil and Gas Conference and Exhibition, Beijing, China, 7-10.


GeOnOvAS vOL.

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33, n.º 1-2: 37 a 46, 2020 37

A case of a slope monitoring using a drone J. L. Tocha Santos1*, Alexandre Santos2 1

Tosha Geo Consultants, Ltd. – 2780-113 Oeiras, Portugal 2

Geosense, Ltd. – 2775-597 Coimbra, Portugal

*Autor correspondente: tosha.geo@gmail.com

Resumo Imagens aéreas obtidas por voo de drone e mapeamento 3D de alta precisão, resultante de novo software fotogramétrico estão a ser usadas desde 2014 para monitorizar o estado de segurança dos trabalhos de consolidação realizados numa arriba costeira quase vertical, de 50 m de altura, após um deslizamento da encosta, em Lagos, Algarve, Sul de Portugal. Palavras-chave: Drone, Imagiologia, Monitorização. Abstract Aerial imagery obtained by drone flight and high precision 3D mapping resulting from new photogrammetric software is being used since 2014 to monitor the safety condition of remedial works carried out on a near vertical sea cliff 50 m high, after a slope failure, in Lagos, Algarve, Southern Portugal. The paper describes the main characteristics of the stabilization works and the methodology used to overcome the terrain difficulties to obtain a reliable control of the ground improvement works. Keywords: Drone, Imaging, Monitoring.

1. Overview The use of drones in construction increased dramatically in recent years (Carter et al., 2018) iii. The general term ‘drone’ refers to robotic vehicles. However, it has come to be associated more specifically with unmanned Aerial vehicles (uAv). Drones are widely known for its use in military operations, but as the cost of the technology required continues to decrease, a number of civil applications such as film making, surveying, and crop spraying, are cost effective when compared to more traditional approaches. In the construction industry drones provide relatively easy access to large or difficult sites or to large, complex or tall structures. Consumer and prosumer grade rGB photo cameras onboard drones can gather aerial data for several applications such as surveying and photogrammetric mapping to

detect changes on surfaces. Survey accuracy can be greatly increased using Ground Control Points with coordinates acquired by GPS with rTK technology. In some applications this solution proves to be more cost effective when compared with full LIDAr (Light Detection and ranging) surveys, or the use of cherry pickers or scaffolding to access difficult areas. In addition, it can gather information over a wide area and from a variety of viewpoints whilst being faster and safer than other methods. Small drones can be transported in a case, set up quickly and can gather high-resolution information and continuous footage. The pilot is given a real-time view on a remote monitor and can maneuver the drone and zoom in to obtain additional information where issues are identified during flight. In the case study described hereafter, the high-risk natural conditions and the need of urgent repair works to restore the safety of the property and beach


38 A case of a slope monitoring using a drone

affected by the slide and their post-construction control, suggested the consideration of this valuable tool. 2. The case study of Canavial cliff repair works As detailed in a paper published by the first author in 2004 9th national Congress of Geotechnique (Tocha Santos, 2004), a slope failure of a stretch of a 50 m high sea cliff occurred in June 1997 at Canavial beach cliff, located 1.9 km to SSW of Lagos, Algarve, Southern Portugal. The main geological features of the cliff are summarized in the following Table 1. The slope failure was a slow movement which occurred during daytime, without producing significant noise along the crest of the escarpment of a residential area, with villas and swimming pools. The volume of displaced earth mass caused the partial destruction of a beach bar without causing victims among the large group of people present there, who managed to run away, given the relative slowness of movement. It is estimated that a horizontal area of about 1000 m2 of the garden of one villa near the top of the cliff was affected by the landslide (Figure 1). The slide caused a settlement of part of the top of cliff of the order of 15 m, creating a platform at elevation 32 m (Figures 2 and 3). Below this platform, the movement resulted on a mass displaced material that covered the sandy beach below, with general slope of about 40°. The owner, that was inside the villa with his family at the time of the slope failure, was naturally shocked but quickly recovered and decided to overcome the destruction of his beloved property with remedial works to regain the necessary slope stability conditions. After geological and geotechnical investigation, it was concluded that the slope failure resulted of a composite surface movement with rotational and

Figura 1 – Fotografia vertical em 1997. Figure 1 – Vertical aerial photo of 1997 slide.

planar components, like other mass movements that occurred in the surrounding area, on cliffs with the same geological and geomorphological characteristics (Teixeira, 2006). With regard to the causes of the movement, it seems that natural processes of marine erosion of

Figura 2 – Fotografia oblíqua em 1997. Figure 2 – Oblique aerial photo of 1997.

Tabela 1 – Litostratigrafia local. Table 1 – Local lithology and stratigraphy. Stratigraphy

Lithology

recent

undifferentiated soil fill consisting of silty-clay sands, rubble, etc.

Plio-Plistocene

Silty-clay sands (algar fill)

Miocene

Biocalcarenites and lumachel limestone, of high porosity, very affected by karstification (algars)

Lower Cretaceous

Interstratified layers of marls and limestone


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with inclined 600 kn (length = 20 m; spacing = 3.0 m) anchors. • Two rows of inclined anchors on concrete beams located at mid height in the central slope, with 600 kn of force, inclined at 30° from horizontal. • extensive nailing with 100 kn nails in all modified final slope faces in association with overall shotcrete cover. The shotcrete was produced on site incorporating local soil in order that the resultant exposed surfaces resemble as natural as possible. Figura 3 – Fotografia horizontal obtida a partir do mar em 1997. Figure 3 – Horizontal photo of 1997 taken from sea.

the toe of the cliff associated with the progressive degradation of characteristics of the rock mass strength, with particular emphasis on the weaker sinkhole filling mainly composed by Plio-Plistocene over consolidated reddish silty sands were the main cause. eventually, one can admit that the watering the lawn and garden of the villa on top of the cliff or leakage resulted of disruption of any of the existing piping, may have been the triggering factor of the slope failure. Since the very beginning of the study for the repairing works it was considered essential to have a detailed topographic survey of the affected area. Due to the characteristics of the height and steepness of the slope, this could only be achieved by means of aerial photogrammetry. As, at that time, 22 years ago, drone-based solution was not available, the operation was carried out using a light airplane flight and classic photogrammetry procedures. Figure 5 shows the resulting topographic map used in the design of the remedial works.

• Waterproofing of the platforms with geomembrane and drainage with weep holes distributed along the shotcrete surface, plus sub-horizontal holes in the sides of slopes conveniently located, and gutters and slope foot ditches. • At the end, architectural landscape modeling gave an important contribution for the attractive aspect of the recovered slope.

The consolidation works of the failed slope were as follows: • earthworks modelling of the disrupted slope and debris deposit. • reinforcement and retaining structures consisting of two rows of vertical micro pile curtains (length = 16 m; spacing = 1.5 m) on reinforced concrete beams, one at the top of the cliff and other at the depressed platform surface. Both concrete beams were provided

Figura 4 – Aspectos dos trabalhos de reforço e drenagem. Figure 4 – Aspects of the reinforcement and drainage works.

Figures 5 to 8 show graphically details of the repairing process, while Figures 9 to 12 point out the progress and the final stages of the works.


40 A case of a slope monitoring using a drone

Figura 5 – Planta topográfica obtida em 1997 por fotogrametria aérea. Figure 5 – Topographic map obtained in 1997 by aerial photogrammetry.

Figura 6 – Secção transversal da arriba, mostrando geologia e superfície original do solo antes do deslizamento e das obras corretivas. Figure 6 – Slope main cross-section, showing geology and the original ground surface before failure and remedial works.


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3. Post construction monitoring with a drone

Figura 7 – Progresso dos trabalhos de consolidação. Figure 7 – Progress of the remedial works.

Figura 8 – vista final dos trabalhos de consolidação no lado poente da arriba. Figure 8 – Final view of the remedial works of the western slope side.

Figura 9 – vista final dos trabalhos de consolidação no lado poente da arriba. Figure 9 – Final view of the top of the cliff - central part of the slope.

Besides the readings of the installed instrumentation, the post construction monitoring consisted of high precision aerial photogrammetry using a drone and PIX4D software. During the construction stage and at the end of the consolidation works five inclinometers, two anchor load cells and several topographic marks were installed in the project area, mostly located on the top of the cliff and on the depressed platform, as shown in Figure 12. For the remaining part of the slipped soil mass, i.e. near two thirds of the cliff original height, which corresponds to unstable heterogeneous soil and rock debris, no fixed instruments could be positioned or read due to access difficulties. However, slope monitorization was needed to assess safety in the nearby beach and the near cliff top propriety owners. Since 2014 every year an aerial survey was performed over an area of 3.7 ha (9 acres). very High Definition aerial images were obtained with a drone in order to detect and analyze the significance of any meaningful shifts in the terrain that might occur between successive campaigns. These were accomplished using a uAv platform flying at low altitudes to produce high Ground Sampling Distance (3 cm) altimetry and orthoimage. The flight plan was design specifically for this area, i.e. very steep slopes (orthogonal flight paths, different altitude flights (40 m to 60 m), 80% image overlap, with the Sun at maximum height and low tide. Some 370 images are acquired by the uAv mounted rGB camera. The uAv is a DJI Inspire 1, with a 16 Megapixel camera (Zenmuse X5 with a 15 mm lens) on a gimbal to stabilize image acquisition. On the ground, 26 GCP were measured with GPS and rTK with centimetric accuracy coordinates, in order to produce a very accurate 3D model of the area being surveyed. Another 3 points were used as coordinate check points to assess the 3D model quality. The flight setup was optimized for postprocessing in PIX4D software (PIX4D mapper) of PIX4D to produce detailed and precise 3D altimetric models and “True Orthos”. True Orthos allow the measuring of the correct dimensions of objects on the resulting orthoimage using CAD or GIS software. In True Ortho’s, objects such as lamps or chimneys or tall buildings are always visualized from directly above and without visible facades,


42 A case of a slope monitoring using a drone

Figura 10 – Planta da instrumentação com inclinómetros e marcas topográficas. Figure 10 – Plan of instrumentation with inclinometers and topographic marks.

unlike other more traditional methods. In this case True Orto’s increase the ability to measure distances, areas and volumes with great accuracy because of better orthorectification and detailed surface imagery. PIX4D mapper uses Structure for Motion (SfM) technique for three-dimension reconstruction from the images collected by the uAv camera. PIX4D mapper quality assessment report is presented in the following Table 1. The first part of the table lists Ground Control Points used to georeference the 3D model in the national Projected Coordinate System. The second part of the table shows rMS error of 3 check points reaching 8.75 cm in the X axis, 5.6 cm in the Y and 8,6 cm in the ZZ axis. Maximum single point error

is 15 cm, with only 2 check points presenting more than 10 cm error. The survey was repeated every year to detect and measure small variations in morphology, surface texture and vegetation. The base method of data collecting is stable and less prone to error than other methods providing more quantified parameters. One example is that surveys no longer need linear interpolations in non-measured altimetric points in the slope. Because of safety or access problems, sampling slopes with enough detail is often difficult and costly. Measurements were taken in 2D (cross sections) and 3D (morphology changes). Figure 13 presents a cross section of the same profile (Profile A) in 2017 and 2018. Profiles can be obtained in any area or


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Figura 11 – Localização dos centros das imagens e dos pontos de controlo (cruzes azuis). Figure 11 – Image center point location and GCP (blue cross) distribution.

Figura 12 – Localização de perfis. Figure 12 – Location of profiles.

direction from the 3D altimetric models for campaign comparisons and to build a trend. The evolution of the slope since 2000 until to2018 can be expressed by the differences in 6 cross profiles of the cliff defined above. The cross profiles were established to reflect the major changes of the slope. and were obtained from surface by models that include the vegetation on the terraces or platforms of the slope. The slope areas without vegetation are much larger than the vegetated ones, being the zones without vegetation where the largest changes have occurred. The profiles were obtained by resampling of altimetry models for 10 cm, for both model and profile. Figure 12 presents the zenith view with the alignments of A to F, from left to right. The beginning of the profiles is always at


44 A case of a slope monitoring using a drone

Tabela 1 – Tabela de erros resultante da reconstrução em 3D no PIX4D. Table 1 – Resulting error table from 3D reconstruction in PIX4D.

the top level in an area of grass that is stable for the entire observation period. The profiles extend to the tidal zone, having therefore a development from north to South or from northwest to Southeast. In 3D assessment each survey is compared to the immediately after and the difference in volume is presented by colors representing change. Figure 15 shows the difference between 2017 and 2018 sur-

veys. The areas in blue shows 0,3 m change, the areas in green show 1,5 m changes and the areas in red shows 3 m changes. Changes in the upper areas are due to vegetation growth. These results show the effect of the ocean on the bottom part of the slope whilst most the mid and upper parts present minor and no significant changes.


J.L. Tocha Santos, Alexandre Santos 45

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4. Conclusions

Figura 13 – evolução dos movimentos da arriba 2017-2018 (perfil A). Figure 13 – Evolution of cliff movements 2017-2018 (profile A).

Figura 14 – evolução dos movimentos da arriba 2000-2018. Figure 14 – Evolution of cliff movements 2000-2018.

Figura 15 – vista do talude direito com as diferenças dos modelos altimétricos 3D de 2017 e 2018 (nuvem de pontos). Figure 15 – Right view with differences of the 3D altimetric model of 2017 and 2018 (point cloud).

The methodology used in this case study provided a visual inspection of a high-risk area and an accurate and reliable tool for detection and measurement of undesirable ground movements, either horizontally or vertically. The results obtained in a period of 18 years show no significant movements of the treated slope. This means that the aim of the corrective measures taken was successfully achieved with the elimination of the risk of the villa and nearby swimming pool, thanks to the use of adequate engineering techniques to restore the safety of the remaining cliff and property and beach, with an optimized ratio of cost-efficiency and an attractive visual result. Also, it has been proved that the use of a small drone to perform the survey saved time and reduce risks compared with other techniques. using 3D point cloud models proved very efficient to detect, visualize and measure morphological changes over the years. These changes can be used as triggers to deploy specific measuring techniques or even as early warning risk indicators. However, one should be aware that there are dangers associated with flying aircraft, as well as public concerns about privacy. In addition, drones have limited payload and may be difficult to operate in poor weather conditions, or where there is poor visibility. Moreover, drones can provide a quicker and easier way of carrying out these inspections, feeding back accurate data in almost real-time to the engineer or surveyor on the ground. Finally, the ability to capture impressive 4K HD video and photos from unique angles provide an interesting additional insight into the project. When carrying out high-risk work on site it may be necessary for certain professionals to gain realtime updates about what is happening. The use of First Person view (FPv) technology, a drone camera can stream HD footage to the project team or project stakeholders in real-time. This experience can be enhanced using virtual reality (vr) headsets. Construction sites are ever evolving, and activities on-site don’t always stick to the work program as set out in the contract documents. Drones can provide a real-time update of what is going on, giving a good overview of potential issues, such as moving vehicles, machinery, cranes and so on. Moreover, laser scanning from drones has become a recognized method of capturing the exact


46 A case of a slope monitoring using a drone

detail of topography, buildings and cityscapes and can provide the missing piece to point cloud scan for input into Building Information Models (BIM)v. Like laser scanning, drones can be used to take aerial thermal imaging recordings which can be used to assess potential cold spots in buildings or hot spots in areas holding electrical components. This can give engineers and surveyors essential information when trying to identify and rectify building defects.

References Carter, T.G. et al. (2018) - “Innovative use of GIS and drone photogrammetry for cliff stability modelling” volume 171 Issue 3, September 2018, pp. 89-97, Proceedings of the Institution of Civil engineers - Maritime engineering. Tocha Santos, J.L. (2004) – “Consolidação de um trecho da arriba da praia do Canavial” – 9º Congresso nacional de Geotecnia. Aveiro, April 2004. Teixeira, S.B. (2006) Continental Shelf research 26 (2006) 1077–1091 - Slope mass movements on rocky sea-cliffs: A power-law distributed natural hazard on the Barlavento Coast, Algarve, Portugal.


gEOnOVAS VOL.

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33, n.º 1-2: 47 a 54, 2020 47

Amianto em Portugal: a difícil aplicação da Lei 2/2001 José Janela1,2, Pedro Pereira1,3* 1

Universidade Aberta, Departamento de Ciências e Tecnologia, Rua da Escola Politécnica, 147, 1269-001 Lisboa 2

Escola Básica José Régio, Rua João Villaret, 1, 7300-190 Portalegre 3

CEF – Centro de Ecologia Funcional, Universidade de Coimbra *Autor correspondente: pedro.pereira@uab.pt

Resumo Para fazer face a problemas de saúde ambiental provocados pelo amianto, o Parlamento Português aprovou a Lei 2/2011, visando a remoção de materiais com amianto existentes em edifícios públicos. Após consulta de documentos oficiais e entrevistas a responsáveis de entidades públicas e outros atores chave, demonstra-se que a lei só muito parcialmente foi cumprida. A maior parte da Administração Pública não estava preparada cientificamente nem tinha recursos humanos e financeiros suficientes para aplicar a legislação. O resultado foi um levantamento muito incompleto de edifícios com amianto. Só dois anos após o prazo previsto, e após grande pressão pública, com ampla e determinante cobertura mediática, se publicou uma primeira lista dos edifícios públicos com amianto em Portugal continental, não existindo ainda previsão do prazo de remoção total desse material. Palavras-chave: Amianto, saúde ambiental, aplicação de legislação ambiental. Abstract To address environmental health problems caused by asbestos, the Portuguese Parliament approved Law 2/2011, pertaining to the removal of asbestos in public buildings. After consultation of official documents and interviews with the heads of public entities and other key actors, it has been established that the law was only partially complied with. Public Administration was largely unprepared and does not have either human or financial resources to enforce the legislation. The result was a very incomplete survey of buildings containing asbestos. It was only two years after the legal deadline, and after great public pressure, through wide and decisive media coverage, that a first list of public buildings with asbestos in mainland Portugal was published, but there is yet no timetable for the complete removal of such material. Keywords: Asbestos, environmental health, implementation of environmental legislation.

1. Introdução Amianto ou asbesto é a designação genérica para o conjunto de seis minerais silicatados de hábito fibroso: actinolite, amosite, antofilite, crocidolite e tremolite (do grupo das anfíbolas) e crisótilo (do grupo das serpentinas) (Alleman & Mossman, 1997). Devido às qualidades únicas das suas fibras (facilidade para ser fiado e tecido, alta resistência ao calor, resistência à degradação microbiológica e química, boa capacidade de filtragem e de isola-

mento acústico, etc.) o amianto é utilizado, desde há milénios, para diversos fins que se foram diversificando ao longo da história (tecidos e revestimentos antifogo, estuques, fibrocimento, isolamentos térmicos e acústicos, filtros hospitalares, etc.) (Alleman & Mossman, 1997). Apesar das suas propriedades úteis e do seu baixo preço de produção, o amianto constitui um sério risco para a saúde. As fibras de amianto, leves e aerodinâmicas, facilmente se deslocam no ar; ao penetrarem nos pulmões, comportam-se como pequenos espinhos que não


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são expelidos ou aderem às paredes dos alvéolos pulmonares, desencadeando doenças graves, como asbestose, cancro do pulmão e mesotelioma (Strohmeier et al., 2010). A utilização do amianto no passado deixou marcas profundas, estabelecendo-se, em vários países, uma relação direta entre a quantidade de amianto consumida ao longo da história e a taxa de doenças e mortes relacionadas com este material, pois, o contacto direto com amianto resulta sempre, ainda que após 30 a 40 anos de latência, num número proporcional de mortes (Lin et al., 2007). O efeito nefasto do amianto enquadra-se naquilo a que nixon (2011) denominou de «violência lenta», uma violência gradual e invisível, cuja ação destrutiva se dilui no tempo e no espaço. Segundo Mori (2011), o amianto pode tornar-se uma das maiores calamidades industriais globais de todos os tempos. A história do amianto foi marcada por diversos escândalos e casos mediáticos em todo o mundo. O “primeiro escândalo do amianto” foi o do campus universitário de Jussieu, no centro de Paris. Com a descoberta de poeira de amianto no interior das instalações, em 1974, iniciou-se uma longa batalha contra o lóbi do amianto. A grande mobilização que, entretanto, se gerou, culminou com a proibição da utilização do amianto em França, em 1997 (Reber & Sato, 2010). Em 2005, o ”Choque de Kubota”, envolvendo a fábrica de tubos de amianto da Kubota Corporation, em Amagasaki (Japão), ficou conhecido como a maior catástrofe, a nível mundial, resultante de exposição ambiental ao amianto (Mori, 2011), constituindo um dos mais graves casos de poluição industrial (Kato, 2011). A nível mundial, só em 2013, terão morrido de cancro, por exposição ocupacional ao amianto, cerca de 194 mil pessoas, número correspondente a quase dois terços (64%) dos cancros ocupacionais (gBD 2013 Risk Factors Collaborators, 2015). Em Portugal, a quantidade total de amianto oficialmente registada é de cerca 114 mil toneladas (Martins et al., 2012). Contudo, o valor real deverá ser superior, pois muito amianto foi importado em produtos já processados (e.g., travões de automóveis e materiais para a construção civil). Em Portugal, sabe-se que existem 600.000 ha de coberturas de edifícios de fibrocimento, mas desconhece-se a localização do amianto friável mais puro e mais perigoso (Vasconcelos, 2008). Em 2000, 30% do amianto utilizado em Portugal encontrava-se em condutas de fibrocimento utilizadas nas canalizações de água (gUE/ngL, 2006).

As consequências da utilização de amianto em Portugal ainda são pouco conhecidas. Entre 2000 e 2011, foram identificados 427 casos de mesotelioma. Contudo, estima-se para este período de tempo uma taxa de subnotificação de mesotelioma de 97% (neto, 2013). A exposição ocupacional terá sido bastante superior ao que habitualmente se aceita para o nosso país, sendo possível que tenha ocorrido noutras profissões para além das relacionadas com a construção civil e a indústria naval. É também possível que tenha havido exposição ambiental não ocupacional (neto, 2013). Apesar da reconhecida perigosidade do amianto e dos escândalos e casos mais ou menos mediáticos conhecidos por todo o mundo, em Portugal o amianto é ainda um problema grave em muitos edifícios e, aparentemente, as autoridades pouco fazem para resolver o assunto. Assim, pretendeu-se com esta investigação (i) verificar como está a ser aplicada a Lei 2/2011 (Assembleia da República, 2011) (relativa à remoção de amianto em edifícios, instalações e equipamentos públicos), quer quanto às ações efetivamente levadas a cabo, quer quanto à informação disponibilizada aos utilizadores dos edifícios, e (ii) identificar os obstáculos que dificultam a aplicação da mesma.

1.1. A Lei 2/2011 A maior parte da legislação portuguesa sobre o amianto consiste na transposição de diretivas comunitárias e de convenções internacionais da Organização internacional do Trabalho (Janela & Pereira, 2016; Janela, 2017). Portugal foi o último país da União Europeia a proibir a comercialização e utilização de todos os tipos de amianto com o Decreto-Lei 101/2005 (MEi, 2005), que transpôs a Commission Directive 1999/77/CE, a qual determinava a proibição do amianto na União Europeia a partir de 1 de janeiro de 2005 (Comissão Europeia, 1999). Ainda antes dessa proibição a nível nacional, já existia preocupação política para combater o problema do amianto. Assim, as Resoluções da Assembleia da República (RAR) 32/2002 (Assembleia da República, 2002) e 24/2003 (Assembleia da República, 2003) recomendavam ao governo que, no prazo de um ano, se procedesse à inventariação de todos os edifícios públicos que contivessem amianto na sua construção. Como nenhuma destas duas resoluções foi cumprida, a


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Assembleia da República (AR) aprovou a Lei 2/2011, decretando que o governo proceda ao levantamento e à monitorização regular dos edifícios públicos com amianto e que os respetivos utilizadores sejam informados da existência de materiais com amianto e da previsão do prazo da remoção dos mesmos (AR, 2011).

2. Materiais e Métodos neste trabalho foi utilizada uma metodologia de estudo de caso, essencialmente qualitativa. Segundo Crabbé & Leroy (2008), um estudo de caso pode ser revelador das questões centrais de um campo político, dos passos críticos do processo de aplicação, dos constrangimentos na formulação e aplicação de políticas e dos seus efeitos reais, podendo, portanto, resultar numa boa avaliação de medidas políticas. A investigação foi influenciada pela metodologia baseada na teoria de avaliação de programas descrita por Crabbé & Leroy (2008), seguindo várias etapas enumeradas por estes autores, como a recolha documental exaustiva sobre a medida política em questão, a reconstrução dos vários objetivos da medida política e a identificação da relação entre os meios disponíveis e os objetivos e entre os recursos mobilizados e os efeitos da medida política. Assim, a investigação baseou-se na pesquisa e análise de material bibliográfico e documental sobre a temática do amianto (literatura científica, legislação, diários da AR, meios de comunicação social, documentos de congressos e correspondência institucional) e em entrevistas a diversos atores chave. As entrevistas a atores chave, selecionados, de acordo com Quivy & Campenhoudt (1998), por serem especialistas na temática e/ou testemunhas privilegiadas com bom conhecimento do problema, foram realizadas entre outubro de 2015 e abril de 2016. Considerou-se necessário entrevistar responsáveis de instituições como a Autoridade para as Condições do Trabalho (ACT), instituto nacional de Saúde Ricardo Jorge – inSA, inspeção-geral das Atividades em Saúde (igAS), inspeções de ministérios, Quercus, sindicatos, Associação de Empresas de Construção e Obras Públicas e Serviços (AECOPS) e deputados da AR. não sendo possível contactar todos os ministérios, devido a limitações de tempo da investigação, considerou-se importante contactar responsáveis do Ministério do Ambiente, por ter particular responsabilidade nesta matéria, e do Ministério da Educação, por ser um

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dos que têm surgido mais amiúde na comunicação social, devido à presença de amianto em edifícios escolares. As entrevistas foram semidirigidas, permitindo aos entrevistados falar abertamente, de modo a receber informações pretendidas da parte do entrevistado e dando também a possibilidade de receber outras informações úteis para a investigação (Quivy & Campenhoudt, 1998). O guião das entrevistas baseou-se no desdobramento de cada um dos artigos da Lei 2/2011 em questões, de forma a tentar verificar, com a maior exatidão possível, em que medida os objetivos da lei foram atingidos, incluído também questões sobre possíveis obstáculos ao cumprimento da lei (Janela, 2017). não foi possível entrevistar todas as entidades e pessoas visadas, por estas não estarem disponíveis, ou não terem os dados pretendidos, ou por considerarem que o seu contributo não seria significativo. Contudo, conseguiu-se um leque interessante de responsáveis institucionais, com cargos e funções diversas, permitindo obter uma visão abrangente da realidade (Tab. i). Foram realizadas doze entrevistas: sete presenciais, três por videochamada (Skype, ClearSea), uma por telefone e uma por e-mail. na análise de conteúdo das entrevistas, destacaram-se os conteúdos principais, estruturando os resultados de acordo com a metodologia apresentada por Quivy & Campenhoudt (1998). nesta análise, considerou-se que cada entrevistado tinha mais conhecimento de determinado aspeto da aplicação da lei do que os outros e que, para alguns objetivos da lei, existiam dados oficiais ou documentos escritos que permitiam a avaliação da sua aplicação. Assim, algumas respostas vieram elucidar determinados aspetos da aplicação da lei, enquanto outras foram postas de lado por não conterem nova informação.

3. Resultados e Discussão 3.1. A aplicação da Lei 2/2011 no tempo Para analisar a aplicação da Lei 2/2011, deverá ser tido em conta que esta foi aplicada no triplo do tempo previsto e que as RAR 32/2002 e 24/2003 não tinham sido seguidas. O não cumprimento destas duas RAR pelo governo foi discutido ao longo dos anos, mas só em 2011, por proposta do Partido Ecologista «Os


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Tabela 1 – Responsáveis de entidades públicas e outros atores chave entrevistados nesta investigação. Table 1 – Public officials and other key actors interviewed in this investigation. 1

Luís Lopes – Ex-vice-presidente da ACT.

2

Helena Krippahl – Chefe de Divisão da Divisão de Regulação de Entidades Externas da ACT.

3

José Costa Tavares – Diretor de Serviços e Relações de Trabalho da AECOPS.

4

Maria da Conceição Ribeiro – Chefe de Divisão de gestão de Aprovisionamento e Património, Coordenadora da Unidade de gestão Patrimonial, Secretaria geral do Ministério das Finanças.

5

Heloísa Apolónia – Deputada da Assembleia da República pelo PEV.

6

inspetor da igAS.

7

Funcionário da Administração Central do Sistema de Saúde.

8

Mário nogueira – Secretário-geral da Federação nacional dos Professores (FEnPROF).

9

Carmen Lima – Coordenadora do Centro de informação de Resíduos da Quercus.

10

Hugo Dionísio – Colaborador do Departamento de Segurança e Saúde no Trabalho da Confederação geral dos Trabalhadores Portugueses – intersindical nacional.

11

Rui Correia – Representante dos Trabalhadores na Comissão da Saúde, Higiene e Segurança na Trabalho do instituto nacional de Estatística.

12

Pedro Jorge – Dirigente do Sindicato dos Trabalhadores das indústrias de Cerâmica, Cimentos e Similares, Construção, Madeiras, Mármores e Cortiças do Sul e Regiões Autónomas.

Verdes» (PEV), foi aprovada por unanimidade a Lei 2/2011. A proposta desta lei teve como objetivo atribuir à resolução deste problema «caráter obrigatório e vinculativo para os governos. (…) A lei seria a alavanca para fazer cumprir o que constava nas Resoluções» (Entrevistado #5). Antes da publicação da lista inicial de edifícios públicos com amianto, o XiX governo Constitucional (coligação Partido Social Democrata / CDS - Partido Popular) foi diversas vezes confrontado pelos deputados na AR com o incumprimento da legislação e a falta de divulgação da lista (e.g. AR, 2012). Em 2012, os responsáveis governamentais não pareciam preocupados em aplicar a lei. no início do mês de novembro, a Ministra da Agricultura, Mar, Ambiente e Ordenamento do Território, declarou que o trabalho de levantamento seria feito, mas não era «prioridade número um» (Ribeiro, 2012). Foi necessário um caso mediático para acelerar o processo. no dia 31 de janeiro de 2014, foi tornado público o caso da Direcção-geral de Energia e geologia (DgEg), em cuja sede tinha sido detetada a presença de amianto em 2012. neste caso, destacava-se o falecimento, nos últimos anos, de nove funcionários vítimas de cancro e, particularmente, o facto de um deles ter comprovadamente falecido de cancro relacionado com a exposição prolongada a ambiente com amianto (TSF, 2014).

A 14 de fevereiro de 2014, o Primeiro-ministro afirmou que, em dois meses, estariam concluídos o levantamento dos edifícios com amianto e a mudança de instalações da DgEg (AR, 2014). Em ambos os casos, os dois meses não foram suficientes: a DgEg mudou de instalações no início de maio e a listagem foi tornada pública a 31 de julho de 2014, no portal do governo na internet (governo de Portugal, 2014). Daquilo que a Lei 2/2011 prescrevia, pouco mais foi feito. Após a mudança para o XXi governo Constitucional (Partido Socialista, com apoio parlamentar do Bloco de Esquerda, Partido Comunista Português e PEV), verificaram-se alguns novos factos: a AR aprovou a RAR 170/2016, recomendando ao governo que concluísse o previsto na Lei 2/2011 (AR, 2016), e o Conselho de Ministros aprovou a Resolução 97/2017, aprovando os termos das iniciativas relacionadas com o diagnóstico, monitorização, substituição, remoção e destino final de amianto e anunciando a conclusão da remoção do amianto nos edifícios públicos até 2020 (governo de Portugal, 2017). nos anos seguintes, até hoje, a remoção de amianto nos edifícios públicos, agora com previsão de verbas para o efeito nos sucessivos orçamentos de estado, continuou a ser efetuada, mas ainda está longe de estar concluída. Apesar do trabalho já realizado, continua a não haver um plano global, não se fez uma calendariza-


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ção da monitorização e das ações corretivas, os utilizadores dos edifícios públicos continuam a não ter informação do prazo de remoção do amianto e continua a não se saber onde se encontra o amianto friável (mais perigoso). Entretanto, foi aprovada a Lei nº 63/2018, em tudo semelhante à Lei 2/2011, mas destinada a ser aplicada, também no prazo de um ano, a edifícios, instalações e equipamentos de empresas privadas (AR, 2018).

3.2. O cumprimento da Lei 2/2011 O levantamento dos edifícios, instalações e equipamentos públicos com amianto foi realizado com diversas falhas, tendo a consequente listagem sido tornada pública a 31 de julho de 2014, no portal do governo na internet (governo de Portugal, 2014). O levantamento foi incompleto, pois a lista não inclui: edifícios das regiões autónomas dos Açores e da Madeira; edifícios pertencentes às autarquias, como Jardins-de-infância e Escolas do 1º Ciclo do Ensino Básico; edifícios desocupados; equipamentos como aeronaves, material circulante ferroviário, navios e outros veículos; e estruturas como estradas e canalizações da rede de distribuição de água e de saneamento. O levantamento foi parcial no que se refere à deteção de materiais com amianto. Por exemplo, no caso dos ministérios da Educação e Ciência (MEC) e da Justiça, centrou-se apenas na deteção da presença de fibrocimento (governo de Portugal, 2014). O levantamento não foi rigoroso. «O único levantamento conhecido teve por base o envio de um questionário [com uma única questão] pela Secretaria geral do Ministério da Saúde, o qual foi respondido por pessoal sem formação, qualificação ou compreensão relativamente às matérias nele contidas, além de não ter havido acompanhamento externo ao longo do processo» (Entrevistado #6). O levantamento também não foi exato. Por exemplo, o edifício da inspeção-geral das Atividades em Saúde (igAS) está classificado como “edifício onde não foram detetados materiais contendo amianto”, mas essa «informação não corresponde à realidade» (Entrevistado #6). O prazo do levantamento e divulgação na página do governo (um ano) não só não foi cumprido, como foi ultrapassado em mais de dois anos. Deveria ter havido uma proposta de monitorização e remoção

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para cada local, mas isso não aconteceu na maioria dos casos (Entrevistados #5, #6, #8, #9 e #12). A recolha de amostras para análise e a avaliação da qualidade do ar foram realizadas em poucos locais. no caso dos estabelecimentos escolares, a qualidade do ar foi avaliada em vinte escolas, mas apenas numa, no interior do seu pavilhão gimnodesportivo, se obteve uma amostra com número de fibras superior ao valor limite de exposição determinado por lei (SAgiES, 2015). não foi feita uma avaliação do risco na maioria dos locais (Entrevistados #3, #5, #6, #8, #9 e #12) e a informação destinada aos utilizadores dos edifícios públicos com amianto sobre a presença desse material está acessível apenas no Portal do governo (governo de Portugal, 2014).

3.3. Obstáculos à aplicação da Lei 2/2011 Há vários obstáculos que dificultam a completa aplicação da Lei 2/2011, a começar pelos prazos nela estabelecidos. Contrariamente ao recomendado no guia de legística material (AR, 2007), não se avaliou o grau de exequibilidade da lei. O prazo de um ano «era muito apertado para conseguir fazer o trabalho de forma rigorosa» (Entrevistado #9). A ACT, que tem responsabilidades nas vertentes de inspecção e de prevenção de riscos, «foi confrontada com uma lei que atribuía aos seus serviços determinadas competências impossíveis de cumprir no âmbito daquela lei» (Entrevistado #1). Outros obstáculos importantes foram a “falta de preparação [científica e logística] do Estado para esta matéria” (Entrevistado #10) e a falta de financiamento (Entrevistados #4, #5, #7 e #10) resultante da crise económica atual, que obriga à contenção de custos, impedindo assim que as prioridades na afetação de verbas contemplem a resolução deste problema. Atualmente, a falta de financiamento está ultrapassada, existindo fundos previstos para a remoção do amianto, mas muito está ainda por fazer. A ACT tinha lacunas, nomeadamente falta de pessoal habilitado para lidar com o problema do amianto. «A ACT não tinha inspetores com competências para recolher amostras de ar, não tem formação interna. A maioria dos inspetores do trabalho não tinha formação em Saúde e Segurança no Trabalho» (Entrevistado #1). Além disso, «a ACT não podia pagar a empresas externas para fazerem esse serviço, pois (...) não dispunha de dinheiro para isso» (Entrevistado #1).


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Fruto das medidas de austeridade, deixou de haver contratação de novo pessoal na Função Pública e, além disso, «muitos inspetores da ACT aposentaram-se sem terem transmitido os seus conhecimentos» (Entrevistado #9). Provavelmente para responder às solicitações, foram realizadas em 2014 duas ações de formação extraplano (com duração de três horas) para um total de 62 formandos da própria ACT (ACT, 2015). Outras instituições também se debatiam com idênticos problemas. Por exemplo, «o MEC não tinha equipas técnicas adequadas para fazer outro tipo de levantamento [que não o do fibrocimento]» (Entrevistado #2). Também se verificaram «procedimentos incorretos, que demonstram falta de planificação dos trabalhos» (Entrevistado #1), bem como mudanças dos representantes do governo responsáveis pelo assunto e indefinição sobre o interlocutor do governo para o mesmo (Entrevistado #9). Além disso, as autarquias e as regiões autónomas não foram devidamente consideradas, não tendo sido incluídas no levantamento inicial. O amianto provoca efeitos negativos na saúde humana, muitas vezes décadas após o contacto com o mesmo, tornando frequentemente difícil associar a causa ao efeito. não tendo efeito imediato, há tendência para dar prioridade a outros assuntos e deixar a questão arrastar-se no tempo. «Aquilo que produz efeito numa determinada legislatura acelera sempre mais a vontade política, porque é mais visível» (Entrevistado #5). Além disso, «não existe punição para quem não aplica a lei, nem mecanismo que obrigue o governo a aplicar as leis produzidas na AR» (Entrevistado #5).

para o efeito. Os meios da administração pública estiveram muito limitados durante este período. Esta situação dificultou a transmissão de conhecimento. Assim, o levantamento foi levado a cabo de forma muito incompleta e sob pressão da opinião pública, expressa pela comunicação social. A Lei 2/2011 foi só parcialmente cumprida. O problema do amianto foi colocado na agenda política por diversas vezes, mas os prazos para a resolução do problema foram invariavelmente demasiado curtos: as RAR de 2002 e 2003 recomendavam o levantamento do amianto num ano; a Lei 2/2011 propôs o levantamento e a remoção do amianto no prazo de um ano; em 2014, a seguir ao caso da DgEg, pretendeu-se fazer o levantamento num prazo de dois meses; em 2017, o XXi governo Constitucional anunciou a remoção de amianto até 2020 (um prazo menos ambicioso), mas isso não aconteceu na sua legislatura. Face à amplitude e premência deste problema de saúde pública, pode afirmar-se que os progressos para a sua resolução, ou mesmo para o minimizar, têm sido demasiado lentos.

5. Agradecimentos Os autores agradecem aos entrevistados terem aceite participar nesta investigação. Este artigo apresenta contributos da dissertação de mestrado e da investigação que lhe deu origem, com o título “O amianto em Portugal - o cumprimento da Lei 2/2011, sobre amianto em edifícios públicos”.

Referências 4. Conclusões A aplicação de medidas políticas é complexa e importa considerar as múltiplas barreiras à sua aplicação. Desde o desenho das medidas políticas, até ao processo da sua aplicação, há causas importantes que condicionam o resultado final. no caso da Lei 2/2011, designou-se uma entidade para executar tarefas (a ACT), mas não se verificou se estavam atribuídos recursos para executar as tarefas requeridas. A aplicação da Lei 2/2011 é complexa e a maior parte da Administração Pública não estava preparada para aplicar a legislação, por falta de recursos humanos, de formação específica e de orçamento

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GEOnOvAS vOl.

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33, n.º 1-2: 55 a 62, 2020 55

Educar e Comunicar em Geociências através da Ciência Cidadã: um projeto de investigação potenciador de uma visão Geoética Tiago Ribeiro1*, Rui Trindade2, Clara Vasconcelos3 1

Centro Interdisciplinar de Investigação Marinha e Ambiental (CIIMAR) & Unidade de Ensino das Ciências, Faculdade de Ciências, Universidade do Porto, Rua do Campo Alegre, s/n, 4169-007, Porto, Portugal

2

Centro de Investigação e Intervenção Educativas, Faculdade de Psicologia e Ciências da Educação, Universidade do Porto, Rua Alfredo Allen, 4200-135, Porto, Portugal

3

Centro Interdisciplinar de Investigação Marinha e Ambiental (CIIMAR) & Unidade de Ensino das Ciências, Departamento de Geociências,

Ambiente e Ordenamento do Território, Faculdade de Ciências, Universidade do Porto, Rua do Campo Alegre, s/n, 4169-007, Porto, Portugal *Autor correspondente: tiago.ribeiro@fc.up.pt

Resumo Com o crescimento populacional e os hábitos de consumo da sociedade contemporânea, a dependência da humanidade relativamente ao planeta tem-se intensificando, culminando em dilemas geoéticos cada vez mais complexos e numerosos. A geoética dedica-se ao estudo destes dilemas resultantes das interações da humanidade com a Terra, no intuito de garantir a sobrevivência da espécie humana e a sustentabilidade terrestre. Devido aos conhecidos impactes antropogénicos na geosfera, torna-se essencial o desenvolvimento de uma educação e comunicação das geociências adequada, segundo uma abordagem holística do sistema Terra. Recorrendo à ciência cidadã e aos dilemas atuais, desenvolveu-se este projeto de investigação que se espera potenciador da geoética do sistema terrestre. Através de atividades de ensino não-formal e de comunicação das geociências e da sua avaliação, esta investigação poderá enaltecer a geoética, permitindo que os participantes no estudo – cidadãos adolescentes e seniores –, adotem comportamentos mais conscientes e éticos em relação ao planeta. Palavras-chave: Ciência Cidadã; Comunicação em Geociências; Educação em Geociências; Geoética; Sistema Terra. Abstract Due to the population growth and contemporary society's consumption standards, human dependence concerning the planet has been intensified, ending in increasingly complex and numerous geoethical dilemmas. Geoethics is dedicated to studying these human-Earth interactions dilemmas, intending to guarantee human species' survival and Earth sustainability. Accepting the recognized anthropogenic effects of human beings in the geosphere, it becomes essential to work for accurate geosciences' education and communication development, according to a holistic Earth system approach. Invoking citizen science and current dilemmas, this research project expects the potential development of a geoethical vision of the Earth system. Through geosciences' non-formal teaching and communication activities, including their evaluation, this investigation may enhance the geoethics, allowing the participants – adolescents and senior citizens – to adopt more conscious and ethical behaviours concerning the planet. Keywords: Citizen Science; Earth system; Geoethics; Geosciences Communication; Geosciences Education.

1. Introdução Existem aproximadamente oito mil milhões de seres humanos a compartilhar um único planeta –

a Terra (United States Census Bureau, 2020). Todos os dias a espécie humana, assim como a restante biosfera, recorre a este planeta com características únicas, para a obtenção de alimentos,


56 Educar e Comunicar em Geociências através da Ciência Cidadã: um projeto de investigação potenciador de uma visão Geoética

água, recursos, materiais e serviços para a sua sobrevivência, comodidade e segurança (Chatterjee, 2009; Sachs, 2015; vasconcelos et al., 2018a). Esta dependência tem-se intensificando – desde a revolução agrícola, e mais tarde com a revolução industrial até aos dias de hoje – devido, entre outros fatores, ao crescimento populacional e aos altos padrões de vida da sociedade atual (Goudie, 2013; vasconcelos et al., 2018a). no nosso quotidiano são vários os momentos em contactamos com recursos ou serviços resultantes, direta ou indiretamente, de interações entre o ser humano-Terra. Exemplos são a utilização do automóvel ou a utilização de rochas e minerais em processos industriais que vão desde a indústria farmacêutica ao fabrico do mais simples lápis (Chatterjee, 2009). Consequentemente, todas as ações do nosso quotidiano traduzem-se em inúmeros impactes no sistema Terra (Goudie, 2013; Reid et al., 2010; Orion, 2019). Estes são cada vez mais profundos e evidentes, e estão espelhados nas alterações climáticas e ambientais, na perda de bio- e de geodiversidade, nas alterações nos ciclos biogeoquímicos, entre outros (Reid et al., 2010; Sterling, 2010). nesta perspetiva, torna-se urgente e indispensável uma análise, mais reflexiva e holística, das relações estabelecidas entre o ser humano e a Terra (Orion, 2019). Esta análise deve ser ainda integrada sob uma perspetiva geoética (Peppoloni & Di Capua, 2016). A geoética é uma área científica em desenvolvimento, cujo alvo principal de estudo inclui as implicações éticas, culturais e sociais das geociências, quer nas dimensões investigativas e práticas, quer nas dimensões educativas e comunicativas (Di Capua & Peppoloni, 2019). Esta área do conhecimento possibilita responder, de forma completa, contextualizada e realista, aos problemas socioculturais, éticos, económicos e ambientais que enfrentamos (Bobrowsky et al., 2018; Peppoloni & Di Capua, 2015). Sendo uma área científica interdisciplinar – que concilia saberes e práticas das geociências, economia, filosofia e sociologia –, é fundamental no processo de mediação entre o ser humano e a geosfera. Esta mediação é realizada segundo um determinado conjunto de valores geoéticos com a finalidade de harmonizar as possíveis consequências das ações antropogénicas e a sustentabilidade do planeta (Almeida & vasconcelos, 2015; Peppoloni & Di Capua, 2016; Orion, 2019). A interdisciplinaridade da geoética é um fator especialmente importante, uma vez que os dilemas geoéticos atuais são extremamente complexos e incompatíveis com

as fronteiras inflexíveis entre as diferentes áreas científicas, impondo uma estreita e correta articulação entre estas (Almeida & vasconcelos, 2015; Peppoloni & Di Capua, 2015). Todavia, para reconhecermos e solucionarmos os desafios que a sociedade encara, é necessário compreender o funcionamento do planeta e a interdependência dos seus subsistemas – geosfera, biosfera, atmosfera e hidrosfera (Batzri et al., 2015; Cornell et al., 2012a). Uma visão holística e integrada da Terra poderá potenciar não só o desenvolvimento de uma compreensão profunda e sistémica dos processos e fenómenos geológicos, assim como uma melhor perceção da dimensão dos impactes humanos, particularmente no Antropocénico (Crutzen, 2016; Hoffman & Barstow, 2007; Reid et al., 2010; Orion, 2007; Orion, 2019). A promoção da consciencialização pública e do envolvimento ativo e participativo dos cidadãos para e nestas questões geoéticas e de sustentabilidade, poderá ser desenvolvida cruzando a educação e comunicação em ciências com projetos de ciência cidadã (Mueller & Tippins, 2012). Esta relação está bastante presente em vários documentos e relatórios oficiais, de natureza governamental ou não, – como “Educação para as pessoas e o planeta: criar futuros sustentáveis para todos” da UnESCO (2016a) e “Science Education for Responsible Citizenship” da Comissão Europeia (2015) –, assim como em diversos concursos para financiamento de projetos – como a “Call – Science with and for Society (H2020-SwafS-2018-2020)” do programa Horizonte 2020, por exemplo. Adicionalmente, na Agenda 2030 para o Desenvolvimento Sustentável (United nations, 2015), a educação é considerada como um direito fundamental. Esta apresenta-se no centro de um percurso ainda não totalmente concluído pela sociedade, no sentido da garantia da sobrevivência da humanidade e da sustentabilidade do planeta (United nations, 2015; UnESCO, 2016a). O quarto objetivo da Agenda 2030 prevê que os todos os cidadãos desenvolvam conhecimentos, competências, princípios e valores fulcrais para a promoção da sustentabilidade, no seu presente e futuro (United nations, 2015). na sétima meta do objetivo mencionado é referido que: “Até 2030, garantir que todos os alunos adquiram conhecimentos e habilidades necessárias para promover o desenvolvimento sustentável, inclusive, entre outros, por meio da educação para o desenvolvimento sustentável e estilos de vida sustentáveis, direitos humanos, igualdade de género, pro-


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moção de uma cultura de paz e da não violência, cidadania global e valorização da diversidade cultural e da contribuição da cultura para o desenvolvimento sustentável.” (p.17) Através da educação, em particular em geociências, nas suas diversas formas – formal, não-formal e informal – e nas diferentes fases da vida, é possível o desenvolvimento de uma sociedade literata, capaz de participar consciente e democraticamente na procura de soluções para os dilemas de natureza geoética anteriormente referidos (Mogk et al., 2018; UnESCO, 2016a). A educação é assim fundamental para o cumprimento do quarto objetivo – “Assegurar a educação inclusiva e equitativa e de qualidade, e promover oportunidades de aprendizagem ao longo da vida para todos” (United nations, 2015, p.17) – da Agenda 2030 para o Desenvolvimento Sustentável das nações Unidas. Ademais, um dos valores geoéticos é a educação em geociências. Os educadores e comunicadores em geociências, a par com os geocientistas, são os profissionais mais indicados para promover uma educação alicerçada numa perspetiva geoética (Mogk et al., 2018). Esta última deverá ser não só acessível aos cidadãos em idade escolar, mas também extensível à restante sociedade, promovendo-se a educação ao longo da vida e um constante contacto com as mais recentes abordagens geoéticas face aos dilemas que vão surgindo (Bobrowsky et al., 2018; Peppoloni & Di Capua, 2016). Em Portugal, como na maioria dos países ocidentais, existe um sistema de ensino – enquadrado na educação formal – responsável pela educação gratuita e obrigatória dos seus cidadãos. Porém, é reconhecido que este mesmo sistema apresenta diversas falhas, assistindo-se a um aumento do abandono escolar nas classes mais jovens da população e consequentemente a um desinteresse pelas ciências (Haetinger & Trindade, 2017; Trindade & Cosme, 2016; UnESCO, 2016b). no relatório da Comissão Europeia, intitulado “Science Education for Responsible Citizenship” (Comissão Europeia, 2015), são referidas a educação não-formal e a educação informal como formas suplementares e complementares para uma maior eficácia do sistema formal de ensino. Estes duas formas de educação apresentam a potencialidade de aproximar a ciência dos cidadãos e são modalidades de ensino passíveis de garantir uma educação de qualidade, flexível e inclusiva ao longo da vida (Cardoso et al., 2018; Cornell & Prentice, 2012b; UnESCO, 2016b). A consciencialização da sociedade sobre os dilemas geoéticos e de sustentabilidade da Terra

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pode ser desenvolvida através de atividades de educação não-formal e de comunicação científica direcionadas para cidadãos de grupos geracionais distintos (Cardoso el at., 2018). neste sentido, uma abordagem sistémica do planeta Terra, subordinada a uma perspetiva geoética, poderá dotar os cidadãos de conhecimentos, competências, comportamentos e valores essenciais para que estes participem de forma ativa e responsável na sociedade e, consequentemente, na prática científica – aquilo que se denomina na literatura da especialidade como ciência cidadã (Bonney et al., 2009a; Bonney et al., 2009b; Oreskes, 2004; Stewart & Gill, 2017; Wessel & Greenberg, 2016). O termo ciência cidadã tem ganho especial relevância na literatura da especialidade, existindo cada vez mais publicações dedicadas a este tema (Riesch & Potter, 2014). Contudo, este termo não é novo tendo surgido há já cerca de 30 anos. Com aparecimento nos anos 90, e profundamente relacionada com a compreensão pública da ciência, a ciência cidadã baseia-se em duas correntes ideológicas distintas e intimamente relacionadas com dois autores: Rick Bonney e Alan Irwin (Irwin, 2002; Riesch & Potter, 2014). Salvo algumas diferenças entre as definições destes autores, a ciência cidadã é definida sumariamente como a inclusão de cidadãos na prática/investigação científica (Bonney et al., 2009a; Irwin, 2002; Riesch & Potter, 2014). Atualmente, e na sequência do crescente interesse sobre esta temática, a ciência cidadã é definida pela Comissão Europeia, no documento “Green Paper on Citizen Science, Citizen Science for Europe: Towards a better society of empowered citizens and enhanced research”, como: “Ciência cidadã refere-se em geral ao envolvimento público em atividades de investigação científica, nas quais os cidadãos contribuem ativamente para a ciência, seja pelo seu esforço intelectual ou conhecimento adquirido, seja através das suas ferramentas e recursos. Os participantes fornecem dados experimentais e instalações para os investigadores, levantam novas questões e cocriam uma nova cultura científica. Ao agregar valor, os voluntários adquirem novas aprendizagens e competências, além de uma compreensão mais profunda do trabalho científico de forma atrativa. Como resultado deste cenário amplo, em rede e transdisciplinar, as interações ciênciasociedade-política são aprimoradas, levando a uma investigação mais democrática baseada na tomada de decisão com base em evidências.” (Socientize Consortium, 2013, p.6)


58 Educar e Comunicar em Geociências através da Ciência Cidadã: um projeto de investigação potenciador de uma visão Geoética

A prática científica compreende vários processos, etapas atividades e instrumentos, nos quais os investigadores responsáveis podem incluir os cidadãos. Os cidadãos podem assim participar em várias etapas da ciência, desde a escolha e/ou definição do problema de investigação, recolha de dados e seleção/validação dos instrumentos de investigação, desenvolvimento de hipóteses, definição de metodologias de investigação, análise e interpretação dos dados, estabelecimento e disseminação das conclusões, discussão de resultados ou até na formulação de outras linhas de investigação. Esta participação ficará sempre dependente do grau de envolvimento público que os investigadores responsáveis pretendam estabelecer (Bonney et al., 2009a; Irwin, 2002; Riesch & Potter, 2014). no entanto, este conceito humanístico de ciência é complexo e requer um maior investimento em práticas, recursos e ferramentas, de forma a operacionalizá-lo integralmente com, para e na sociedade.

2. Metodologia A presente investigação, enquadrada no âmbito do projeto de doutoramento com referência SFRH/BD/143306/2019, apoia-se no referencial teórico anteriormente abordado e é direcionada para duas importantes frações da sociedade portuguesa – adolescentes e cidadãos seniores. neste sentido, esta investigação pretende avaliar se atividades de ensino não-formal e de comunicação científica, no âmbito de uma perspetiva geoética do sistema Terra, potenciam a aprendizagem e a consciencialização pública da ciência em adolescentes e cidadãos seniores. Do ponto de vista educacional, enquadrado no socioconstrutivismo e no ensino orientado para a investigação, promover-se-á o desenvolvimento de conhecimentos, capacidades e valores. A teoria socioconstrutivista realça a importância do ambiente social como facilitador do desenvolvimento e da aprendizagem. nesta teoria, as interações interpessoais (sociais), culturais e individuais são elementos basilares do desenvolvimento humano. As interações sociais e o meio ambiente potenciam o processo de desenvolvimento cognitivo, sendo essenciais no processo de aprendizagem (vasconcelos et al., 2020). Através de um contexto caracterizado pela interação social, recorrer-se-á a metodologias e estratégias de ensino e comunicação de ciência diversificadas. As atividades de ensino não-formal

e de comunicação científica decorrerão em escolas públicas e em universidades seniores da região norte de Portugal, com as quais já existem protocolos estabelecidos pela equipa de investigação. 2.1. Classificação da metodologia de investigação Do ponto de vista metodológico, recorrer-se-á à combinação de métodos, com o suporte de diferentes técnicas e de instrumentos de recolha de dados, numa perspetiva de triangulação metodológica (também denominada na literatura como mixed-methods) (Cohen et al., 2017; Gay et al., 2012). Esta triangulação de métodos apoiará a validade e pertinência do presente estudo, uma vez que esta reúne métodos quantitativos e qualitativos de forma sinergética, permitindo alcançar uma amostra alargada e uma compreensão mais profunda dos fenómenos em estudo. A fidelidade e validade dos instrumentos de investigação serão asseguradas, seguindo as normas da investigação educacional e garantindo a autenticidade das evidências encontradas. no que concerne à administração dos instrumentos, a sua aplicação decorrerá junto dos participantes das instituições com protocolos estabelecidos, quer no caso dos questionários, quer na realização de entrevistas semiestruturadas (Cohen et al., 2017; Gay et al., 2012). Estas últimas serão realizadas apenas quando os dados recolhidos careçam de clarificação concetual, científica ou informativa. Em relação às técnicas de recolha de dados, a análise de conteúdo, com o apoio do software NVIVO, será realizada para categorizar e analisar os dados, perscrutando organizar a informação dos dados qualitativos, resultantes das questões de cariz aberto. Por sua vez, a utilização do software SPSS ocorrerá na análise dos inquéritos – quer por questionário, quer por entrevista – e permitirá a realização de procedimentos estatísticos, com vista a entender os dados, analisar tendências e prever e validar suposições da presente investigação. 2.2. Amostra A amostra participante será obtida junto de escolas públicas e universidades seniores da região norte de Portugal, com as quais os orientadores da tese e o estudante de doutoramento têm trabalhado e estabelecido protocolos. Em termos de dimensão da amostra, pretende-se alcançar um elevado número de participantes (superior a 300), embora


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a característica de conveniência da amostra seja considerada na análise dos dados (Cohen et al., 2017; Gay et al., 2012). Este tipo de amostra é não probabilística, sendo que não é possível estabelecer generalizações (contudo poderão ser obtidos indicadores) para os fenómenos em estudo. Denomina-se por conveniência pois consiste em selecionar uma amostra de uma população que esteja acessível (por exemplo, os elementos de uma turma). Recorrer-se-á a cidadãos em idade escolar e a cidadãos seniores. Estes últimos são incluídos nesta investigação pelo défice de atividades científicas, em particular no domínio das geociências, a estes dirigidas – fração crescente na sociedade, reforçando-se a necessidade de uma educação de qualidade ao longo da vida (Cardoso et al., 2018). 3. Procedimento O desenvolvimento de um ensino de qualidade, que visa criar oportunidades de aprendizagem ao longo da vida para todos, e a promoção da sustentabilidade do sistema Terra são elementos preponderantes e norteadores do Programa de Intervenção (PI) inerente a esta investigação. neste sentido, os objetivos principais desta investigação são: 1. Desenvolver atividades de ensino não-formal com e dirigidas a adolescentes e cidadãos seniores, no âmbito da geoética e do sistema Terra; 2.Elaborar atividades de consciencialização pública da ciência, no âmbito da geoética e do sistema Terra, com e dirigidas a adolescentes e cidadãos seniores; 3.Implementar as atividades de ensino não-formal e de consciencialização pública da ciência desenvolvidas; 4.Avaliar o impacte da aplicação de atividades de ensino não-formal (como complemento do ensino formal) e de comunicação científica (como atividades de consciencialização pública) nos participantes deste estudo; 5.Promover a consciencialização para a ação dos adolescentes e cidadãos seniores, participantes no estudo, face a dilemas de natureza geoética do sistema Terra. O PI desta investigação encontra-se organizado em seis fases que decorrerão de uma forma

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articulada ao longo do desenvolvimento da mesma. A primeira fase corresponderá à revisão de literatura. Esta focar-se-á numa perspetiva geoética da visão holística da Terra, tendo em conta os seus diferentes domínios (científico, sociológico, económico e ambiental), assim como a sua origem e evolução. A articulação entre a geoética do sistema Terra, a educação em ciências e a ciência cidadã será enfatizada, desenvolvendo um suporte teórico que pautará as ações a desenvolver. Para tal, recorrer-se-á a dilemas geoéticos, cada vez mais atuais, e que resultam do impacte humano nos subsistemas terrestres, como por exemplo, a extinção de espécies e perda de biodiversidade (biosfera) ou consumo excessivo de recursos minerais (geosfera) (Stewart & Gill, 2017; vasconcelos et al., 2016). Esta revisão prolongar-se-á durante todo o estudo, embora de forma menos acentuada na sua fase final. na segunda fase, serão estabelecidos novos protocolos com as entidades participantes (escolas do ensino básico e secundário e universidades seniores), clarificando-se os direitos, as obrigações e responsabilidades de todos os intervenientes. numa perspetiva socioconstrutivista, apoiada em dilemas geoéticos sobre o sistema Terra, na terceira etapa serão planificadas e elaboradas as atividades e os recursos educativos e de comunicação científica. A sua construção será realizada pela equipa de investigação, incluindo os participantes (elementos voluntários da amostra) neste processo, como preconizado pela ciência cidadã (Bonney et al., 2009a; Irwin, 2002; Riesch & Potter, 2014). Sempre que possível serão utilizados recursos multimédia inovadores, motivadores e intuitivos. Serão, também, produzidos os instrumentos de recolha de dados, como questionários e guiões de entrevista, assim como a aferição da sua fidelidade e validade. na quarta fase serão implementadas as atividades e respetivos recursos em escolas e em universidades seniores com as quais se estabeleceram protocolos. As datas de implementação serão acordadas com os responsáveis das instituições referidas. De forma quase síncrona, na quinta fase deste PI proceder-se-á à recolha de dados. Serão inicialmente administrados os questionários, seguidos pontualmente por entrevistas semiestruturadas, quando justificável. na penúltima e sexta etapa deste PI, realizar-se-á o tratamento e análise dos dados recolhidos, recorrendo ao software SPSS para a análise dos dados quantitativos e ao software NVIVO para a análise de conteúdo dos dados qualitativos. Por fim, a última fase será dedicada à redação final da tese e necessária atualização bibliográfica.


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De referir que este PI surge da motivação do doutorando, após exercer funções de investigação no projeto GOAl – Geoethics Outcomes and Awareness Learning (https://goal-erasmus.eu/) (vasconcelos et al., 2018b) – Erasmus+, onde desenvolve(u) conhecimentos na geoética e elabora(ou) atividades de ensino formal, conjuntamente com parceiros de Portugal, Áustria, Espanha, Israel, Itália e lituânia. Pretende-se, dar continuidade a essas atividades, agora dirigidas para o ensino não-formal e para ações de comunicação científica. O estudo seguirá as normas éticas, nacionais e internacionais, da investigação educacional. Estarão assegurados os princípios éticos gerais de investigação, extensíveis à investigação educacional, respeitando os procedimentos éticos (nomeadamente o rácio custo/benefício, consentimento informado, acesso e aceitação dos participantes), tendo em conta os dilemas éticos (como a privacidade, anonimato, confidencialidade, traição e disseminação) (Burgess, 2005). A equipa de investigação responsável promoverá o rigor, a honestidade e a veracidade da mesma e estabelecerá uma relação de proximidade com os participantes. Serão estabelecidos protocolos de cooperação com todos eles, antes do início da investigação, onde estejam clarificadas as obrigações e responsabilidades dos intervenientes. 4. Considerações finais Aspira-se que esta investigação possa ser um elemento enaltecedor de uma abordagem do sistema Terra numa perspetiva geoética. Tal abordagem imperativa, fundamenta-se na necessária promoção de um desenvolvimento sustentável, que implica a articulação da educação e comunicação das geociências e a ciência cidadã, de forma a consciencializar os cidadãos sobre o seu papel na resolução dos dilemas geoéticos, decorrentes do Antropocénico. Subjacente está a convicção de que esta investigação contribuirá para um melhor entendimento e reforço da importância da geoética, assim como para a sua incorporação no ensino não-formal e envolvimento da comunidade na proteção do sistema Terra. 5. Agradecimentos Este trabalho foi financiado: i) pela Fundação para a Ciência e a Tecnologia (FCT), através da

bolsa de doutoramento, intitulada “Abordar o Sistema Terra numa perspetiva Geoética: da Educação em Ciências à Ciência Cidadã”, com referência SFRH/BD/143306/2019; ii) pelo Instituto de Ciências da Terra (ICT), através do projeto COMPETE 2020 (UIDB/GEO/04683/2020), com a referência POCI-01-0145-FEDER-007690.

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GEONOvAS vOL.

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33, N.º 1-2: 63 a 78, 2020 63

O Geossinclinal nos finais do séc. XX em Portugal: revolução tardia ou evidências da natureza da Ciência? Edite Bolacha IDL, Universidade de Lisboa e Escola Secundária D. Dinis, Rua Manuel Teixeira Gomes, Lisboa *Autor correspondente: ebolacha@netcabo.pt

Resumo A teoria do geossinclinal (TG) no programa de Geologia do 12º ano, nos finais do séc. XX/início do séc. XXI, enquadrava a formação de cadeias de montanhas. O objetivo “…interpretar a teoria do geossinclinal à luz da Teoria da Tectónica de placas (TP) na explicação da formação de algumas cadeias de montanhas”, permite interpretá-la como História da Ciência, ou que a TP enquadrava algumas cadeias de montanhas. A análise de textos/imagens de manuais escolares evidenciou que a TG era aceite na época. No entanto, transparecem dúvidas e incertezas, quer na abordagem isolada quer quando acoplada à TP. Igual tipo de análise dos programas precedentes e de referências da época confirmam diferentes abordagens. Razões para as dúvidas persistentes podem residir; na complexidade da formação de montanhas, no fenómeno não ser central na primeira formulação da TP, ou na exigência de tempo para consolidar conhecimento científico no contexto da nova teoria. Palavras-chave: Geossinclinal, Tectónica de placas, formação de cadeias de montanhas, Ensino da Geologia, História da Geologia. Abstract The geosynclinal theory (TG) in the 12th grade Geology program, at the end of the 19th century/ early 20th century, framed the building of mountain ranges. The objective “… to interpret geosynclinal theory in the light of Plate Tectonics Theory (TP) in explaining the building of some mountain ranges”, allows to interpret it as History of Science, or that TP framed some mountain ranges. Text / image analysis of textbooks showed that TG was accepted at the time. However, doubts and uncertainties appear, both in the isolated approach and when coupled with the PT. The same kind of analysis of previous programs and references of the time confirms different approaches. Reasons for lingering doubts may lie in the complexity of mountain building, the phenomenon not being central to the first formulation of TP, or the time required to solidify scientific knowledge in the framework of the new theory. Keywords: Geosynclinal, Plate Tectonics, Mountain Building, Geology Teaching, History of Science.

1. Introdução A formação de montanhas, incluindo os processos associados de deformação, magmatismo e metamorfismo, foi desde o início da individualização da Geologia, um dos fenómenos centrais de investigação (e.g. Daubrée, 1860; Oldroyd, 1996), tendo sido determinante para a formulação e consolidação da Teoria

da Tectónica de placas (TP) desde Taylor (1910), passando por Wegener (1912), por Wilson (1966) e continuando na atualidade com a previsão dos ciclos supercontinentais ou oceânicos (Duarte et al., 2018). James Hutton (1726 - 1797), considerado como fundador da Geologia moderna, fez constar do seu ciclo geológico a formação de montanhas. Como plutonista Hutton defendia que as forças verticais,


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provocadas pelas intrusões magmáticas, seriam responsáveis pelo levantamento dos estratos geológicos e, consequentemente, pela formação de montanhas. No início do século XIX James Hall de Dunglass (1761-1832), discípulo de Hutton, replicava por via experimental a formação de estruturas de deformação observadas no campo, introduzindo forças tangenciais (Hall, 1815). Na segunda metade do mesmo século XIX diversos pioneiros da modelação análoga (vide Graveleau et al., 2012) desenvolveram dispositivos experimentais inspirados na prensa de Hall. Simularam o mesmo tipo de forças para compreender o fenómeno, estabelecendo relações causa-efeito entre forças e estruturas originais e aplicando materiais diversos para simular litologias e respetivo comportamento reológico. Tudo isto apesar das várias críticas de que foram sendo alvo. Algumas delas estavam relacionadas com a simplificação do fenómeno natural da formação de montanhas, ocorrido a uma velocidade infinitamente menor e resultante de um conjunto de forças impossível de ser representado por completo numa simulação física experimental. A simplificação é sempre enorme face ao fenómeno natural, sendo necessário negligenciar algumas forças e selecionar variáveis e processos associados (e.g. Graveleau et al., 2012). Quase sempre são negligenciadas as forças verticais, durante muito tempo consideradas, por uma vasta comunidade científica, como as forças que induziam a formação das cadeias de montanhas apesar do pouco conhecimento sobre o assunto (Allègre, 1999). O que pode justificar de alguma forma o facto de a teoria do geossinclinal ter sido tão vulgarizada, tendo permanecido como a teoria explicativa para a formação de cadeias de montanhas para grande parte da comunidade geológica até aos anos 70 do século XX. Não afastando por completo a teoria do geossinclinal, mesmo após a formulação da TP, alguns geólogos o que fizeram foi acoplá-la a esta teoria. Modelos deste tipo que simplificavam um fenómeno tão complexo, mas já no contexto da TP, foram amplamente divulgados e generalizados no período da sua consolidação, durante os anos 70 e 80 do século XX (Whitmeyer et al., 2007). Em Portugal a divulgação terá sido semelhante, mas pergunta-se: até que ponto houve resistência à nova explicação científica que passava a focar-se mais nas forças tangenciais para explicar a formação de cadeias de montanhas? E como terá sido realizada a transição da teoria do geossinclinal para a TP como modelo teórico da formação de cadeias de montanhas?

Os manuais escolares podem ser considerados como documentos privilegiados para análise das correntes científicas da época em foco (Amador, 2008). Podem, no entanto, segundo esta autora, traduzir com algum desfasamento temporal as mudanças na interpretação dos fenómenos ou de rutura com paradigmas anteriores. Assim, e assegurando a validade do estudo, analisaram-se a(s) forma(s) de abordagem e enquadramento dos processos de formação de cadeias de montanhas: i) no programa da disciplina de Geologia do 12º ano de 1995 e no que o antecedeu (1983/84): ii) em alguns manuais escolares e livros de divulgação da década de 1970 (3); iii) num manual escolar da década de 1980 e em dois das décadas de 1990 e 2000; iv) em fontes bibliográficas de referência nos anos 1970/80; de modo a estabelecer uma cronologia de evolução do conhecimento explícito nas diversas fontes e possibilitar o cruzamento de informação e de possíveis influências. Foi, nas diversas fontes, realizada análise exaustiva do conteúdo dos textos e das imagens que, por sua vez, permitiu identificar i) abordagens apenas no âmbito da teoria do geossinclinal; ii) abordagens apenas no contexto da TP; iii) abordagens em que o conceito de geossinclinal surge integrado na TP; e ainda iv) a utilização de várias abordagens consoante o tipo de montanhas. 2. Enquadramento histórico A formação de montanhas tornou-se um assunto central da investigação geológica desde o séc. XvIII (Oldroyd, 1996). O assunto foi sendo debatido com base essencialmente nas litologias e estruturas observadas no campo, mas dentro de contextos teóricos diferentes. Estes foram sofrendo modificações ao longo do tempo e à medida que mais conhecimento científico e tecnológico foi sendo adquirido. Desde o séc. XIX diferentes formas de compreender o mundo, umas fixistas, outras mais mobilistas relativamente à posição dos continentes, guiaram os pressupostos teóricos explicativos das orogéneses. 2.1. Conceito e teoria do geossinclinal O conceito de geossinclinal terá sido primeiro enunciado por James Hall (1811-1898), sendo mais tarde estabelecido por James Dwight Dana (1813-1895)


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como teoria explicativa da formação de cadeias de montanhas. James Hall não terá sentido grande aceitação quando apresentou o conceito em 1857, no encontro da American Association for the Advancement of Science em Montreal, tendo protelado a sua publicação até 1882 (Kopf, 1948). O conceito baseava-se no princípio de que a direção de qualquer cadeia de montanhas corresponderia à depressão onde se teriam acumulado os sedimentos, que mais tarde levariam à sua formação. Baseando-se na estratigrafia dos Apalaches, Hall explicava a acumulação de uma tão espessa sequência sedimentar através da subsidência da crosta provocada pelo peso dos sedimentos. A depressão ou fossa em que se iam acumulando ia continuamente afundando. À questão: como é que os sedimentos acumulados no geossinclinal se elevavam para formar uma cadeia de montanhas?, Hall respondia que o levantamento acontecia devido à sedimentação (Oldroyd, 1996). Só com o contributo de Dana a teoria ficaria completa ao explicar que, durante o colapso do geossinclinal, a pressão lateral originava grandes dobramentos e falhas, formando um grande conjunto de dobras que designou como sinclinorium (Kopf, 1948). Ao formular de forma concisa a teoria do geossinclinal, Dana conseguiu que esta fosse aceite nos Estados Unidos da América na viragem do séc. XIX para o séc. XX. É de realçar que, enquanto para Hall a acumulação de sedimentos provocava a subsidência, para Dana a subsidência permitia a acumulação de sedimentos (Oldroyd, 1996). De uma forma sucinta a teoria generalizada de Hall-Dana defendia que a formação de cadeias de montanhas decorria em duas etapas: uma preparatória, de sedimentogénese, em que os sedimentos se iam acumulando numa depressão designada por geossinclinal, local onde teria origem a futura cadeia de montanhas e que iria sofrendo subsidência à medida que mais sedimentos se acumulavam resultantes da erosão das áreas continentais emersas vizinhas; uma segunda etapa, designada por tectogénese com uma duração curta (não sabemos qual a unidade de tempo implícita), em que inverte a subsidência, durante a qual os estratos seriam dobrados, fraturados e levantados devido a uma retração da bacia (Allègre, 1999). O geossinclinal era definido como uma depressão estreita localizada na margem de um continente cujo enchimento iniciava o ciclo orogénico (Fig.1). Mas a teoria do geossinclinal não ficaria por aqui. Era necessário adicionar todos os processos cujos produtos eram visíveis e descritos nas cadeias

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Figura 1 – O modelo mais simples de formação de montanhas com base no conceito de geossinclinal (Allègre, 1999). Figure 1 – The simplest model of mountain building framed by the concept of geosynclinal (Allégre, 1999).

de montanhas de modo a enquadrar os estudos geológicos das diversas subdisciplinas. Assim, como refere o mesmo autor, os acrescentos que viriam a enriquecer a teoria envolviam por exemplo, o magmatismo, o controlo isostático durante a deformação, o levantamento do orógeno, o metamorfismo contemporâneo da deformação, entre outros (Kopf, 1948). A teoria do geossinclinal viria a constituir-se como um dos grandes princípios unificados da Geologia, apesar de por diversas vezes os seus princípios terem que ser confrontados com os dados de campo. À ideia do geossinclinal transformado em cadeia de montanhas, com todos os processos orogénicos associados que, posteriormente, na fase pós-orogénica, seria desmantelada e cujos produtos desses processos externos iam alimentar novo geossinclinal, está associado o conceito clássico de ciclo orogénico e geológico, remontando ao atualismo/ uniformitarismo de James Hutton e de Charles Lyell. É nestes princípios que se fundamenta a


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metodologia das múltiplas hipóteses de trabalho (Chamberlin, 1897) generalizada pelos geólogos (Oreskes, 1999) e que se perpetuou contrariando visões mobilistas da superfície terrestre sustentadas numa só hipótese como a deriva dos continentes de Wegener (1966). Eduard Suess (1831-1914), geólogo de campo, terá sido um dos primeiros a admitir que durante a génese dos Alpes terão ocorrido deslocamentos tangenciais de grande extensão. Suess suportava esse conhecimento no paradigma contracionista, generalizado na época. Este paradigma considerava que as cadeias de montanhas se formavam porque a Terra se encontrava em processo de arrefecimento, contraindo-se (Whitmeyer et al., 2007). Comparavam-na a uma maçã cozida cuja superfície enruga à medida que a temperatura superficial diminui. As depressões cujo conteúdo sedimentar sofria enrugamento e deformação eram os geossinclinais. Suess defendeu mesmo que as forças tangenciais eram as principais forças responsáveis pela formação dos Alpes apesar de considerar que estas eram também causadas pela contração da Terra (Oldroyd, 1996). Um dos argumentos contra o paradigma do contracionismo defendia que se a Terra estivesse em processo de diminuição de volume haveria um aumento da velocidade de rotação, o que não se verificava. Outro argumento seria o de que a contração da Terra provocava um enrugamento geograficamente distribuído de igual modo, o que também não se verificava concentrando-se em cordilheiras como os Andes (Oldroyd, 1996). Mas mesmo com outro qualquer enquadramento teórico, e considerando que à fase de sedimentação associada à subsidência seguia-se a fase de tectogénese, hoje de deformação e levantamento, ninguém conseguia explicar como, quando e porquê se iniciava a tectogénese (Mattauer, 1973). Porém e apesar de todos os argumentos contra a teoria do geossinclinal, esta proliferou e generalizou-se durante os anos 50 e 60 do século XX. No mesmo ano de 1962 em que Hess apresentou a hipótese da expansão dos oceanos que viria a ser um dos argumentos da TP, Brice estabelecia um conjunto de etapas através de blocos diagrama para explicar o desenvolvimento do geossinclinal com a consequente formação de uma cadeia de montanhas (Whitmeyer et al., 2007). Uma série de termos/conceitos resultantes da aplicação de prefixos à palavra geossinclinal, para caracterizar os tipos de depressões e litologias associadas, foram incluídos na teoria (Oldroyd, 1996) de modo a caracterizar a

panóplia de montanhas conhecidas, tendo alguns como eugeossinclinal e miogeossinclinal permanecido durante muito tempo.

2.2. Os mobilistas apoiantes de Alfred Wegener Outros, desde o início do século XX, começaram a desconfiar da plausibilidade de uma teoria que não explicava algumas estruturas que observavam nos Alpes. Foi o caso de Émile Argand (1879-1940), geólogo suíço, conhecedor dos Alpes, que reinterpretou as estruturas e litologias à luz de uma perspetiva mobilista considerando que as forças tangenciais seriam responsáveis por movimentos subhorizontais com dezenas de quilómetros de flecha. Esses movimentos explicavam as designadas nappes ou mantos de carreamento (Merle, 1998). Através de um conjunto de diagramas, Argand estabeleceu a evolução da deformação da cadeia alpina nas suas várias fases, colocando em destaque os movimentos subhorizontais (Fig. 2). Argand tinha, segundo Oldroyd (1996), uma capacidade de visão espacial bastante desenvolvida o que lhe permitiu reconstituir os Alpes a partir da situação das estruturas pré-tectónicas que ele designava como “embryotectonicas”. Embora tenha iniciado os seus trabalhos no quadro do contracionismo, aderiu à deriva dos continentes, fornecendo argumentos a Alfred Wegener (1966, 84-85) e transformando-se num dos seus principais defensores. Estudou a tectónica da Ásia (Argand, 1924) propondo a formação dos Himalaias a partir do fecho do Mar de Tétis. Tinha sido Suess o primeiro a propor e situar o Tétis (1893) como o predecessor do atual Mar Mediterrâneo. As expedições oceânicas realizadas durante os anos 20 e 30 do século XX viriam a ter repercussões também nos modelos explicativos das orogéneses. As anomalias gravimétricas negativas identificadas na Indonésia e nas Caraíbas por vening Meinesz (1887-1966) permitiram a identificação de depressões nos fundos oceânicos. A essas fossas oceânicas foi associada a ideia de que a crosta se enrolava, afundando-se no manto. Harry Hess (1906-1969), geólogo americano que acompanhou Meinesz, proporia o nome de tectogene ao conceito. A acumulação de sedimentos na depressão sob o efeito da compressão horizontal poderia conduzir à sua deformação e levantamento, originando uma cadeia de montanhas (Oreskes, 1999). Philip Kuenen, também colega e compatriota de Meinesz, viria a


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Figura 2 – Evolução dos Alpes segundo Argand (adaptado de Historical Perspective, http://www.see.leeds.ac.uk/structure/alps/history/). Figure 2 – Evolution of the Alps according to Argand (adapted from Historical Perspective, http://www.see.leeds.ac.uk/structure/alps/history/).

testar experimentalmente em 1936 por meio de materiais de diferentes densidades o conceito de Hess. Seria a diferença de densidades uma das causas da formação do tectogene e mais tarde da cadeia de montanhas. Igualmente David Griggs (1911-1974), geofísico americano, tendo por base os modelos anteriores, simulou a formação de cadeias de montanhas e introduziu nas suas experiências a ideia de que a existência de correntes de convecção no manto, defendida por Arthur Holmes (1890-1965), em conjunto com a diferença de densidades induzia a movimentação dos continentes e a formação de cadeias de montanhas nos seus bordos. Em 1945 Holmes faria uma atualização do seu modelo explicativo da deriva dos continentes. Uma das alterações relativa ao primeiro modelo é a substituição das expressões “Borderland” e “Deep Geosyncline” por “Mountain Range” e “Oceanic Deep”, respetivamente (Fig. 3). Chegando a esta altura e terminada a segunda Guerra Mundial pareceria razoável que o conceito de geossinclinal estivesse definitivamente ultrapassado. Para Allègre (1999) os ilustres cientistas do período entre guerras e do pós segunda guerra mundial, dos quais se destacou, na Europa, Arthur Holmes, um geólogo britânico muito prestigiado na

Figura 3 – Modelo esquemático de Arthur Holmes que ilustra a ideia pioneira do alastramento do fundo oceânico (Allègre, 1999). Figure 3 – Schematic model by Arthur Holmes showing the pioneering idea of ocean floor spreading (Allègre, 1999).

época, não conseguiram convencer a grande maioria dos geólogos, mais preocupados em decifrarem as estruturas complexas das cadeias de montanhas do que em compreender os processos responsáveis pela sua formação. A nosso ver a falta de recusa do conceito geossinclinal residiu em dois aspetos: a


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exigência de aplicação de diferentes escalas de observação, algo a que a tecnologia da época não acrescentava muito, e um modo de construção do conhecimento geológico ainda muito centrado na estratigrafia e quase exclusiva dos continentes. A geologia marinha dava os primeiros passos. 2.3. A Teoria da Tectónica de placas A TP foi formulada no final dos anos sessenta (e.g. Morgan, 1968; Bird & Dewey, 1970) após contínua acumulação de argumentos, particularmente geofísicos desde o início da mesma década, o que levou à confirmação da hipótese do alastramento dos fundos oceânicos de Robert Dietz (1961) e Harry Hess (1962). Em 1960, este cientista americano tinha apresentado a hipótese do alastramento dos fundos oceânicos, referindo-se a ela como “geopoesia” (Hess, 1962) porventura por considerar a falta de provas e a pouca aceitação por uma grande parte da comunidade científica norteamericana. Em 1970, John Bird e John Dewey, propõem a evolução do orógeno dos Apalaches no enquadramento da TP (Fig. 4). Neste primeiro artigo explicitam os princípios em que a nova teoria tectónica assenta, referindo os estudos e artigos que a fundamentam. Alguns dos princípios da TP que mencionam (Bird & Dewey, 1970) são os seguintes: as placas rígidas em que a litosfera se encontra fragmentada são limitadas por zonas de maior atividade sísmica; os limites de placas são de três tipos, onde podem ocorrer processos de construção ou destruição de placas, ou deslocamentos horizontais, neste caso, em limites conservativos; o volume do planeta permanece constante; os limites de placas podem ou não coincidir com as margens continentais; a deriva continental é uma consequência do movimento das placas. Para estes autores, a TP é o novo paradigma que explica não só o planeta na atualidade, como já tinha sido estabelecido, mas toda a história da Terra (Bird & Dewey, 1970). É no seguimento desta ideia que Bird e Dewey interpretam o orógeno apalachiano do Pré-câmbrico superior ao Devónico, não sem usarem termos da clássica teoria do geossinclinal como miogeossinclinal ou eugeossinclinal, por se referirem a trabalhos anteriores. A este respeito, no final do artigo, os autores definem o termo clássico geosyncline (geossinclinal em português) como o conjunto sedimentar e estrutural das cinturas orogénicas que se relaciona com a “expansão e contração das bacias oceânicas”

Figura 4 – Modelo esquemático do ciclo orogénico da cadeia de montanhas dos Apalaches, segundo Bird e Dewey (1970). Figure 4 – Schematic model of the orogenic cycle for the Appalachian mountain range, according to Bird and Dewey (1970) .

(p. 26). Esclarecem que se o atual Oceano Atlântico estivesse em “contração” por destruição da margem de placa, sutura e colisão de margens de continentes, estaria a formar-se uma cintura orogénica similar à do orógeno Apalachiano/Caledónico. Na conceção destes autores, um geossinclinal corresponderia a um oceano, com arcos insulares, margens continentais onde se depositam sedimentos durante a fase de expansão, parcialmente em crosta oceânica e em crosta continental (p. 26). Na sua conceção, a Terra é um planeta com volume constante e, por essa razão a nova teoria não pode incluir o conceito clássico de geossinclinal nem a de sequência geossinclinal (Bird & Dewey, 1970) que se enquadrava numa perspetiva contracionista. O termo “expansão” está associado a uma conceção do planeta com alterações de volume, sendo o termo alastramento (spreading em inglês) mais adequado.


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Em artigo publicado a posteriori Dewey e Bird (1970) explicitam a formação de montanhas como consequência da evolução das placas litosféricas. Basicamente estabelecem dois contextos tectónicos para a formação de montanhas, um que decorre da fraturação de um continente, formação e alastramento do fundo oceânico, seguidos de formação de uma fossa oceânica com consumo de litosfera oceânica, depósitos turbidíticos, deformação e metamorfismo. E um segundo resultante da colisão de um continente com um arco oceânico ou com outro continente, em que os processos mecânicos são dominantes. Em suma, estabelecem a formação de cadeias de subdução e cadeias de colisão, em que ocorre paragem na subdução e consequente deformação dos “terrenos”. Par além do que já foi referido, estabelecem um conjunto de dez características que consideram

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dever ser tidas em conta em qualquer explicação da formação de uma cadeia de montanhas (Dewey & Bird, 1970; p. 2625-2626). A TP explica a formação de cadeias de montanhas mais recentes, mas igualmente das mais antigas, integrando as suas características com processos sedimentares, vulcânicos e tectónicos, referindo os modelos de Wilson (1966), Dietz e Holden (1967) e de Hamilton (1969). Quanto à utilização da terminologia “geossinclinal”, Dewey e Bird (1970) colocam as “sequências geossinclinais” entre parêntesis quando se referem a sequências estratigráficas de cadeias de montanhas (Stratigraphic sequences of mountain belts). Ao longo do artigo os autores explicam a que correspondem as estruturas miogeossinclinal e eugeossinclinal da teoria antiga, referindo Kay (1952), nos dois contextos tectónicos (colisão e subdução) bem como as litologias associadas e sequências estratigráficas.

Figura 5 – Modelo esquemático de Dietz com base no ciclo de Wilson, em que uma das fases (d) é a formação dos Apalaches. Alguns dos termos provêm da teoria do geossinclinal. Figure 5 – Schematic model according to Dietz, based on the Wilson cycle, where one of the phases (d) corresponds to the Appalachian building. Some of the terms come from the geosyinclinal theory.


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Dietz é de acordo com Whitmeyer et al. (2007) outro dos protagonistas deste período de transição, bastante revelador pelo conjunto sequencial de modelos ilustrativos de um ciclo de Wilson completo que o autor faz no seu artigo de 1972 (Fig. 5). Este ciclo de abertura e fecho de um oceano, com conse quent e formação de cadeias de montanhas nos seus bordos, baseia-se no estabelecido por Tuzo Wilson (1966), sendo óbvia a introdução de conceito s da teoria do geossinclinal (Whitmeyer, 2007; p.514). Segundo este e outros autores (e.g. Allègre, 1999) a transposição, efetuada por Bird e Dewey, dos conceitos da teoria do geossinclinal para a TP, não satisfez por completo os geólogos da época que, como Dietz, continuaram a usar os conceitos mais antigos, alguns deles contendo termos característicos de conceções fixistas e/ou contracionistas, tais como contração e expansão dos fundos oceânicos, também estes utilizados pelos autores que referimos. vejamos agora como se projetaram estas interpretações e novas abordagens da formação de montanhas nos programas de Geologia, em Portugal, nas últimas décadas do século XX.

3. A formação de cadeias de montanhas nos currículos de Geologia do ensino secundário no final do século XX No período pós-revolução de 1974, vigorou o Ano Propedêutico como ano pré-universitário. A disciplina de Ciências Naturais tinha como manual de apoio, na componente de Geologia, uma publicação em três volumes da autoria de A. M. Galopim de Carvalho (ME-SEES, 1977). Em 1978 é homologado o programa de Geologia como disciplina da formação específica da Área A do Curso Complementar para o 10º ou 11º anos de escolaridade (ME/DGES, 1978). O 12º ano de escolaridade é implementado em 1981 e o programa de Geologia para esse nível de ensino é publicado para entrar em vigor no ano de 1983-84 (ME-DGES,1983). É já em meados dos anos 90 que é implementado novo programa de Geologia e respetivas orientações programáticas (ME/DES, 1995) para o 12º ano de escolaridade e que vigorará até 2006. Segue-se a análise dos três programas de Geologi a referidos no que diz respeito às aborda gen s relativas à formação de cadeias de montanhas.

3.1. Análise interpretativa Começando pelo programa de 1978, no domínio “Estrutura (da Terra)” destaca-se o item “Hipóteses tectogénicas” que se subdivide em dois: “Migração dos continentes- Hipótese de Wegener” e “Tectónica de placas”. Neste programa não é feita referência clara à formação de montanhas. É, no entanto, sugerida a introdução do conceito de geossinclinal no item “visita de Estudo” e no âmbito da tectónica de placas (ME/DES, 1978). No programa de décimo segundo ano de 1983 (ME/DES, 1983), o domínio “Dinâmica da litosfera” integra o item “Deriva dos continentes” e os seguintes itens relativos à TP: “Distribuição de sismos e vulcões”, “Conceito de placa litosférica”, “Placas Africana, Euroasiática e Americana: limites e características dos seus movimentos, os Açores neste contexto”. Como sugestão de atividade, aponta-se a “observação em mapas das cadeias de montanhas alpina e do atlas e sua relação com o limite de placas”. No que diz respeito ao programa que vigorou de 1995 (ME/DES, 1995) até 2005, o item “Tectónica de placas – um modelo unificador” apresenta como subitens “Orogenia e tectónica de placas” e “Transgressões e regressões – ciclo sedimentar”. Para concretizar a aprendizagem destes conteúdos aponta o objetivo “Interpretar a teoria do geossinclinal à luz da teoria da tectónica de placas”, e como sugestão de atividade, “fazer a transferência da teoria do geossinclinal para a teoria da tectónica de placas na explicação da formação de algumas cadeias de montanhas”. 3.2. Discussão Em relação aos três programas, conclui-se que o de 1978 (ME/DES, 1978) menciona o conceito de geossinclinal mas não se refere à formação de montanhas, logo não é possível tirar ilações sobre o propósito da introdução do conceito sem recorrer a outras fontes. No programa de 1983 (ME/DES, 1983), como no anterior, é feita referência à TP mas não é feita referência nem ao geossinclinal nem se dá grande destaque à formação de cadeias de montanhas. É apenas sugerida a relação entre as grandes cadeias de montanhas mais próximas de Portugal associadas a limites de placas (Alpes e Atlas). É apenas no programa dos anos 90 que se dá grande destaque quer à formação de montanhas quer a abordagens deste fenómeno. Ele é feito no


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âmbito da teoria do geossinclinal, mas igualmente no da TP e parecendo exigir a transferência de uma teoria para a outra. Poder-se-ia deduzir que a referida transferência seria efetuada por uma abordagem histórica da formação de cadeias de montanhas em que se concretizaria a transição da teoria do geossinclinal para a TP. No entanto, a utilização do conceito de orogenia, utilizado no programa como processo de formação de montanhas, esteve associada à teoria do geossinclinal. Na atualidade, a orogénese é entendida como o processo ou o conjunto de processos que conduzem à construção ou formação do orógeno ou cadeia de montanhas, enquanto a orogenia é o episódio ou evento de orogénese correspondente a um determinado período de tempo e a uma determinada cadeia de montanhas (e.g. cadeia varisca, cadeia alpina). Por outro lado, a análise de manuais escolares pode dar a entender melhor qual seria o objetivo da “transferência” de uma teoria para a outra. Isto porque os manuais escolares substituem frequentemente o próprio currículo, funcionando como guia para planificação de aulas (Morgado, 2004; Blanco & Dominguez, 2016). Eles transmitem a interpretação que os seus autores fazem do programa curricular oficial, e essa interpretação é transposta para os manuais passando a constituir a matéria efetiva de aprendizagem. 4. Três manuais escolares Foram selecionados três manuais pela sua larga distribuição e utilização nas décadas de 80, 90 e 2000. O primeiro manual (Baptista & Silva, 1988) segue o programa de 1983, enquanto o segundo (Roque et al., 1998) e o terceiro manuais (Gouveia & Dias, 2001) seguem o programa de 1995. 4.1. Análise interpretativa O primeiro manual (Baptista & Silva, 1988) apresenta no tema Deformação, uma definição para as montanhas, distinguindo as que “…são massas isoladas como o cone vulcânico do Quilimanjaro” das que fazem parte de longas cadeias montanhosas como os Himalaias ou os Apalaches (p. 107). Atribui ao processo de formação das cadeias de montanhas a designação de orogénese. A meio do tema Deformação, completamente à margem do tema da TP, abordada no início do volume, e numa secção à parte, com letra de menor dimensão (p. 123),

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surge o Tema “Geossinclinal: conceito e evolução”. Refere o enquadramento histórico da teoria do geossinclinal e seus autores (Hall e Dana), o conceito e a relação do geossinclinal com a orogénese, salvaguardando que “…à luz da Tectónica Global (…) haja diversas críticas e revisões a fazer à Teoria do Geossinclinal, esta pode considerar-se válida pelo menos no que respeita ao aspeto expositivo”. A partir deste ponto os autores passam à descrição das zonas e fases que constituem parte do processo (eugeossinclinal, miogeossinclinal e miogeoanticlinal). É mais à frente (p.125) que os autores explicam a orogénese, integrando o “ciclo do geossinclinal” na TP, aplicando os termos miogeossinclinal e eugeossinclinal quando se referem às duas depressões. O arco vulcânico resultante do vulcanismo associado à subducção formava-se na zona do eugeossinclinal. Mas, apesar de considerarem a atualidade da teoria do geossinclinal, bem como do conceito, os autores não deixam de terminar o texto ressalvando que “a formação de cada cadeia montanhosa tem de ser olhada como um acontecimento único, confirmando que a natureza é demasiado complicada para se seguir um único padrão de comportamento”. O segundo manual (Roque et al., 1998) apresenta no ponto “Orogenia e Tectónica de placas” (p. 317), a definição de orogenia como “…a génese dos actuais modelos de cadeias de montanhas”. Segue-se a descrição da teoria do geossinclinal e seu contexto histórico, referindo-se a Hall e Dana como autores da teoria. É descrito o ciclo de três fases com a formação de duas depressões, o miogeossinclinal e o eugeossinclinal, associando a cada uma delas sequências típicas litológicas; a primeira, de areias, xistos e calcários, e a segunda de “sedimentos depositados nos fundos oceânicos e que geralmente inclui rochas vulcânicas” (p. 318). Na página seguinte os autores referem que “Modernas teorias do geossinclinal relacionam a sua formação com a teoria da tectónica de placas” e que deste modo “a orogénese ocorre ao longo da convergência de placas”, “…é depositada ao longo das margens continentais e dos fundos oceânicos uma variada sequência de rochas” que “…quando são deformadas originam diferentes tipos de cadeias montanhosas”. Ainda no mesmo manual (p. 320), os autores (Roque et al., 1998) referem a “…terceira associação de rochas comum nas cadeias montanhosas”, a denominada “sequência ofiolítica”. Admitem os autores que a sequência ofiolítica está associada a um magma formado na zona de subducção e que


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ascendeu através de fraturas”. Ressalvam uma questão em aberto: como explicar a grande espessura dos sedimentos marinhos (cerca de 15 km)? Consideram que “…a taxa de subsidência da crosta” teria que ser idêntica à da sedimentação, sendo que não apontam uma causa plausível que explique tão grande subsidência. A associação entre a orogénese (ou orogenia, pois os dois termos são aplicados com o mesmo significado) e a TP é descrita nas páginas seguintes (e.g. p. 328). A figura desta página coloca em destaque os sedimentos do mio e do eugeossinclinal, formados na margem passiva, a sofrerem deformação por colisão durante o fecho de um oceano por subducção da placa (modelo de Dietz). Quanto ao terceiro manual analisado (Gouveia & Dias, 2001), após o desenvolvimento de toda a TP, incluindo a contextualização histórica em cada período de tempo, passando por Hutton, Wegener, Holmes, Wilson, Morgan, Uyeda com o modelo de subducção para a abertura do mar do Japão (p. 91), passa-se para o Tema “Formação de montanhasOrogenia” tal como nas Orientações programáticas (ME/DGES, 1995). Referem Hall e Dana como proponentes do “modelo explicativo do geossinclinal”, que definem como “uma fossa ou bacia de sedimentação dos materiais provenientes dos continentes e cuja evolução origina uma cadeia de montanhas”. A seguir referem que a formação da fossa se deve à contração térmica (p. 92), o que revela uma perspetiva ainda contracionista. A seguir descrevem a evolução de um geossinclinal defendendo o modelo através das “grandes séries estratigráficas monótonas e espessas que apenas mudam as suas características litológicas” (p. 93). Para explicar a formação da cadeia de montanhas a partir da depressão, pode ler-se que “ocorre um fenómeno inverso da subsidência, que estreita a bacia originando dobramento, metamorfismo e intrusões magmáticas, as quais acabam por constituir uma região continental mais ou menos rígida” (p. 94). Na página seguinte, os autores descrevem as várias fases do geossinclinal (com mais pormenor do que nos outros manuais) em que incluem, como nos modelos mais clássicos, as três zonas (miogeossinclinal, eugeossinclinal e a separá-los a elevação denominada geoanticlinal). Nas últimas fases, associam a erosão simultânea bem como o “alívio de pressões tangenciais” que gera fraturas por onde “ocorrem emissões magmáticas” (p. 96). Nas páginas seguintes (p. 97 e 98), as cadeias de montanhas atuais são classificadas como de colisão

(Alpes e Himalaias) e de subducção, a “cintura peripacífica”, de acordo com Dewey e Bird (s.d.) Depois de alguns esquemas destes cientistas, lê-se que “Sob o ponto de vista da Tectónica de Placas, a atividade deve situar-se nas fronteiras das placas, ou seja, a subducção instala-se, em geral, a partir de uma margem continental do tipo atlântico (sem subducção), a qual se transforma em margem do tipo pacífico com subducção. Estas ideias permitiram a Dietz associar a Tectónica (de placas) com a Teoria do Geossinclinal” (p. 98, Fig. na p. 99). Na p. 99, a Fig. 2 tem como legenda “Formação de montanhas à luz da Teoria da Tectónica (de placas) associada à Teoria do Geossinclinal segundo Dietz”. Os autores do manual explicam assim a existência de “sedimentos dobrados e misturados com fragmentos de crosta oceânica nas cadeias de montanhas” que inicialmente não apareciam nos modelos do geossinclinal. Na página seguinte refere-se a formação de montanhas com base em “hipóteses orogénicas” que não se percebe objetivamente quais são, mas deduz-se ser uma delas a “hipótese de expansão dos fundos oceânicos” (p.101) que explicava como as zonas de máxima compressão se localizavam na vizinhança de zonas de subducção. Depreende-se que, estes autores (Gouveia & Dias, 2001), apesar de também citarem e ilustrarem o modelo de Bird e Dewey, seguem o modelo de Dietz (Fig. 2, p. 99), não abandonando assim a teoria do geossinclinal. 4.2. Discussão Apesar de o primeiro manual analisado (Baptista & Silva, 1988) ser o mais antigo, o conceito de geossinclinal é abordado em segundo plano seguindo o programa (ME/DES, 1983) que não o refere. Nessa abordagem há no texto uma referência à interpretação do geossinclinal à luz da TP, mas com dúvidas explícitas e questionando a aplicação de modelos iguais a cadeias de montanhas distintas. No segundo manual (Roque et al., 1998) a abordagem da formação de montanhas é feita de duas formas: apenas através da teoria do geossinclinal, mas também do modelo de Dietz. Colocam várias questões como o problema da grande espessura de sedimentos e introduzem as sequências ofiolíticas. O terceiro manual (Gouveia & Dias, 2001) é um pouco confuso, apesar de se referir às três formas de abordagem da formação de cadeias de montanhas: só através da teoria do geossinclinal, referindo e ilustrando os modelos de Bird e Dewey (só Tectónica


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de placas), mas também o modelo de Dietz (geossinclinal associado à TP). O modelo de Bird e Dewey é utilizado para explicar as cadeias de colisão, com opcional obdução, enquanto o modelo de Dietz é aplicado para as cadeias de subducção, apesar das “de colisão” terem na origem a subducção da placa oceânica, como se infere do modelo de Dietz que, por sua vez, assenta no ciclo de Wilson (1966). Os autores justificam a utilização destes dois modelos (Bird e Dewey, e Dietz) referindo argumentos que são citados por Allègre (1999), nomeadamente que os modelos de Bird e Dewey foram bem aceites pelos geofísicos mas não pelos geólogos, porque a orientação de algumas estruturas nos modelos não coincidia com as que observavam no campo. Estas justificações, dadas pelos autores do manual (Gouveia & Dias, 2001), parecem ser dirigidas aos professores, sendo completamente incompreensíveis por alunos pré-universitários. Em geral, nos três manuais transparecem dúvidas e incertezas quanto: à atualidade da teoria do geossinclinal, à utilização de modelos gerais para caracterizar diferentes cadeias de montanhas, à natureza e origem das sequências ofiolíticas, à falta de explicação para a grande espessura de sedimentos, ou ao conhecimento do comportamento mecânico da litosfera. Em termos evolutivos do debate de ideias, se simplesmente analisássemos os manuais, podíamos considerar que, à medida que o conhecimento evoluiu dos anos 70/80 para os 90/2000, a controvérsia aumentou, assim como a busca e a discussão de modelos que conseguissem explicar toda a panóplia de litologias e processos associados à formação de montanhas. Porém, não nos parece acessível aprender ou ensinar a formação de montanhas a partir de alguns dos textos inseridos, principalmente, nos dois últimos manuais. 5. Algumas referências bibliográficas do final do século XX (anos 70 e 80) Em Portugal é consensual que a TP começou a ser disseminada muito cedo fazendo-se referência, em manuais escolares, a aspetos que viriam a ser nela integrados (Faustino et al., 2017). Como estruturas e processos, reconhecidos anteriormente (por exemplo, dorsais e fossas oceânicas, alastramento dos fundos oceânicos), vieram a integrar a TP nos anos 60-70 anos, facilmente se percebe a razão pela qual muitos deles já eram abordados nos textos escolares e/ou de divulgação.

De seguida, apresentam-se três exemplos de manuais dos anos 70 que abordam a formação de montanhas, a que sucede a análise de três publicações que, na época, foram bastante vulgarizadas entre alunos de licenciatura e professores do Ensino Secundário. 5.1. Análise interpretativa O primeiro manual (Torre de Assunção, 1973), dirigido a alunos do curso de Geologia do Ciclo Complementar Liceal, apresenta duas abordagens à formação de montanhas, uma no contexto do geossinclinal, outra no contexto da TP, evidenciando dúvidas relativamente a esta última e à hipótese da deriva dos continentes de Wegener: “(…) a teoria da translação dos continentes permanece como assunto aberto à discussão e à crítica. A elevação na Era Cenozóica das imensas cadeias alpinas (…) devido ao enrugamento dos sedimentos nos geossinclinais- comprimidos e esmagados entre os continentes em deriva-, é ideia sem dúvida aliciante. Mas a hipótese wegeneriana não permite explicar facilmente as cadeias (…) que surgiram (…) na era Paleozóica” (p. 174). O segundo manual (Galopim de Carvalho, 1977), dirigido a alunos do Ano Propedêutico, aborda igualmente a formação de montanhas sob duas perspetivas, a primeira lembra o modelo de Dietz, referindo-se a vários tipos de geossinclinal consoante os contextos tectónicos (III volume, p. 360) e uma segunda, no âmbito exclusivo do geossinclinal (III volume, p. 356), mas através do modelo mais simples, se bem que ainda explique de forma pormenorizada os conceitos associados com miogeossinclinal, eugeossinclinal e litologias, fácies e fenómenos associados à orogénese como sedimentação e vulcanismo. Galopim de Carvalho (1977) justifica assim: “A evolução geossinclinal de uma cadeia orogénica é hoje perfeitamente explicada à luz da tectónica global, estando a fase inicial relacionada com esforços distensivos, (…) e as fases de enrugamento (…) com esforços compressivos (…)”. (p. 383). O terceiro manual, de vítor Trindade (1978) tinha como finalidade apoiar alunos e professores na compreensão da TP. Para explicar a formação de montanhas utiliza numa primeira abordagem (p. 27) o conceito de geossinclinal, ilustrado com um


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esquema simplificado semelhante ao de Galopim de Carvalho (1977). Numa segunda abordagem refere a formação de montanhas em dois contextos tectónicos: cadeias de subducção e cadeias de colisão, mas em que a subducção pode evoluir para a colisão (p. 63). As três obras que a seguir referimos (Wyllie, 1979; Ribeiro et al., 1979; Teixeira, 1981) eram na época aconselhadas a alunos universitários de Geologia, que viriam na sua maioria a exercer atividade docente no Ensino Secundário. A primeira é uma tradução do livro The Way The Earth Works: An Introduction To the New Global Geology. No prefácio da publicação, traduzida e publicada pela Fundação Calouste Gulbenkian, os tradutores justificam a publicação em português pelo muito interesse que o livro suscitou e pela acessibilidade e “riqueza pedagógica do texto”. O livro conta sucintamente como se chegou à “nova teoria” relatando alguns episódios de pesquisa e debate desde a deriva dos continentes de Wegener até aos anos 60. Wyllie utiliza o ciclo geológico para explicar a formação de montanhas e posterior erosão. Subdivide o ciclo geológico em ciclo hidrológico e ciclo tectónico. “Se o ciclo tectónico atua, o fundo oceânico baixa, originando subsidência, permitindo (…) maior acumulação de sedimentos (…) formação de rochas metamórficas (…) compressão (…) levantamento (…) erosão (…)” (p. 100). Refere que “A formação de montanhas (…) será acompanhada da formação de rochas ígneas intrusivas e extrusivas (…)”. Acrescenta que “(…) as montanhas geologicamente recentes formam faixas estreitas (…). Estas faixas relacionam-se atualmente, com os limites de placas convergentes (…).” Mais à frente faz transparecer algumas dúvidas quanto à associação da formação de montanhas aos limites convergentes de placas: “Eventualmente a compressão e o dobramento (…) provoca instabilidade e subsequentes levantamentos de tal modo que a zona de convergência de placas se transforma em local de elevação de novas montanhas” (p. 102). Wyllie descreve a formação de cadeias de montanhas recentes considerando as formadas em limites de placas “oceano -oceano compressivas e formação de arcos-ilhas vulcânicos” e em limites de placas “oceano-continente, compressivas e formação de montanhas e de cadeias vulcânicas” (p. 102-103). Para além destes contextos tectónicos, associados a subducção, o autor ainda considera a “possibilidade de colisão de dois continentes”, como consequência da paragem “(…) do movimento descendente da

litosfera, seguindo-se-lhe um grande empilhamento (…)” (p.102). A segunda obra foi elaborada a pedido do Comité Organizador do vigésimo sexto Congresso Geológico Internacional, em Paris, em 1980. Ribeiro et al. (1979) elaboraram introdution à la géologie generale du Portugal, publicada pelos serviços geológicos de Portugal. Também ela era recomendada aos alunos de licenciatura na década de 1980. A contextualização do território continental português é feita já pela TP (Fig. 1.2, p. 3). Da geologia da Ibéria destaca-se o denominado ciclo “hercínico”, referindo-se que os limites de placas evoluíram desde o Pré-câmbrico produzindo cadeias de montanhas. É também referida nos primeiros parágrafos, “(…) a colisão intracontinental entre as placas Eurásia e África”. Mais à frente, sob o título “reconstituição paleogeográfica por ciclos orogénicos” tendo como subtítulo o ciclo hercínico, pode ler-se que este ciclo, “(…) pode ser dividido em três grandes etapas: entre o Précâmbrico superior (250 MA) e o Devónico médio entende-se o período dito “geossinclinal”, com depósito de espessas séries sedimentares em regime de extensão acompanhado localmente de epirogénese e de vulcanismo (…): entre o Devónico médio e o Westefaliano superior (80 MA) decorre o período de tectogénese, durante o qual a contração crustal imprime a sua estrutura à cadeia, influenciando a sedimentação sinorogénica tipo flysch (…)… ” (p. 131). Referimo-nos por fim a uma publicação também destinada a estudantes, sobre Geologia de Portugal, da autoria de Carlos Teixeira (1981), que ficaria pelo volume I- Précâmbrico. Paleozoico. Esta terceira obra analisada baseia-se essencialmente na descrição e na estratigrafia. O autor justifica as alterações de fácies, essencialmente através da ocorrência de transgressões e regressões. No entanto, a formação de montanhas, que corresponde à orogenia varisca é abordada de forma mais dinâmica, referindo “(…) conclui-se que o Paleozoico superior do sul de Portugal corresponde a estrutura geossinclinal, cuja evolução se pode interpretar através da tectónica de placas, correspondente a zona de subducção” (p. 537). E mais à frente, “(…) implica a presença de crosta oceânica, nesta região do


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sudoeste europeu, onde se localizou talvez o protoAtlântico, embora a região tenha sido coberta pelo mar de Tethys” (p.537-538). 5.2. Discussão Os três manuais que começámos por analisar (Torre de Assunção, 1973; Galopim de Carvalho, 1977; Trindade, 1978) por esta sequência cronológica, refletem a evolução do conhecimento, com o primeiro a transparecer dúvidas relativamente ainda à deriva continental, no entanto, a explicar as cadeias cenozoicas no âmbito da mesma teoria, associando-a ao geossinclinal. E, deixando de fora as cadeias paleozoicas no novo enquadramento teórico. Transparece a dúvida de como se terão formado as cadeias paleozoicas no âmbito da TP. Galopim de Carvalho (1977) simplifica os processos de forma bastante didática, integrando o geossinclinal no ciclo de Wilson, nos vários contextos tectónicos. Segue Dietz mas simplificando o seu modelo tal como Mattauer (1973). Por último Trindade (1978) na senda dos anteriores autores apresenta, em primeiro lugar, o modelo tradicional do geossinclinal, com uma só bacia, seguidos dos modelos de formação de montanhas em contextos de subducção e colisão, mais de acordo com Dewey e Bird (1970). Wyllie (1979) parece seguir o mesmo raciocínio que o autor anterior (Trindade, 1978) ao apresentar inicialmente (p. 100) o ciclo geológico tradicional (bacia simples), com a fase de sedimentação e posterior levantamento (ou de tectogénese) da cadeia formada, com consequente erosão. Na visão tradicional do geossinclinal os sedimentos resultantes iriam preencher os geossinclinais vizinhos. Como os autores anteriores Wyllie, descreve a formação de montanhas nos contextos de subducção e colisão sem referir termos geossinclinais, parecendo-nos seguir os modelos de Dewey e Bird (1970). Quando se trata de publicações sobre Geologia de Portugal (Ribeiro et al., 1979; Teixeira, 1981), como o manual de Torre de Assunção (1973), surgem dificuldades em interpretar principalmente as cadeias paleozoicas no âmbito da TP. Contrariamente ao que parecia ser mais provável, é em Ribeiro et al. (1979) que a explicação para a formação da cadeia varisca mais recorre a termos relacionados com a teoria do geossinclinal e dentro do paradigma contracionista (e.g. contração crustal, p. 31). A orogénese é claramente dividida em duas fases, a sedimentogénese e a tectogénese, lembrando o

conceito mais simples de geossinclinal e referido por Mattauer (1973). Curiosamente, apesar de também referir as regressões e transgressões não associadas aos movimentos de placas, Teixeira (1981) associa a evolução geossinclinal a uma zona de subducção e à existência do proto-Atlântico, logo com referências ao modelo de Wilson (1966). Assim, reconhece-se em Teixeira (1981) novamente o modelo de Dietz.

6. Considerações finais No final dos anos 20 e décadas seguintes do século passado, precursores do que viria a ser a TP (Holmes, 1929; Griggs, 1939) associavam o geossinclinal à fossa oceânica, porém, anos mais tarde, os mesmos (Holmes, 1944) ou outros (Kuenen, 1936; Hess, 1938) abandonariam definitivamente o conceito geossinclinal. Modelo muito semelhante ao de Griggs viria a ser ilustrado por Dietz após a formulação da TP (Whitmeyer et al., 2007). Segundo Dietz as forças tangenciais responsáveis pelo alastramento do fundo oceânico seriam também responsáveis pela deformação dos sedimentos que preenchiam as fossas oceânicas. Mas Dietz integra o geossinclinal e alguns dos conceitos acoplados pelos defensores desta teoria às margens dos continentes para explicar a formação de cadeias de montanhas como último episódio do ciclo de Wilson. É principalmente este modelo que ressurge da interpretação dos programas de Geologia do Ensino Secundário, realizada pelos autores dos manuais no final dos anos 80, 90 e início deste século XXI. Em alternativa apresenta-se o modelo de Bird e Dewey, cujos autores substituíram a antiga linguagem pela que agora integrava a TP. No entanto, transparecem nesses manuais e nos que os precederam, dúvidas sobre que modelo(s) adotar. Com a agravante de ser muito mais simples a aplicação desses modelos à formação de cadeias cenozoicas do que às paleozoicas, como as que compõem o território continental português. Não havia bibliografia na época que explicasse a Geologia de Portugal no contexto da TP. Muito do que era necessário conhecer para transpor a teoria do geossinclinal para os contextos da TP estava ainda por realizar ou estava em curso em Portugal, cujo território é, como sabemos, em grande parte de idade paleozoica. Note-se que o primeiro livro de divulgação que conta a história geológica de Portugal no âmbito da TP é já do princípio deste século (Dias, 2007).


76 O Geossinclinal nos finais do séc. XX em Portugal: revolução tardia ou evidências da natureza da Ciência?

Como refere Uyeda (1978), a aceitação da TP naquela época teria sido muito maior se fosse apenas aplicada a processos presentes. A aplicação a processos anteriores ao Mesozoico era considerada por muitos geólogos “…na melhor das hipóteses, duvidosa”. Foi Tuzo Wilson (1966), o precursor da aplicação da TP a períodos antemesozoicos, seguido mais tarde por Dewey e Bird. O próprio modelo de Wilson foi ridicularizado fazendo-se passar a ideia de que os ciclos eram sempre iguais e que os continentes se fragmentavam sempre na mesma zona de sutura. Subsistiam muitas dúvidas que só nas décadas seguintes foram esclarecidas, como a relação das sequências ofiolíticas com a estrutura da litosfera oceânica (Nicolas, 1999) ou a associação dos prismas acrecionários com as zonas de subducção para finalmente se compreender a grande espessura de sedimentos deduzida na formação dos orógenos (Uyeda, 1992). E, num cenário de tantas dúvidas, os autores dos manuais que seguiam o programa de 1995, preferiram apresentar uma panóplia de modelos sobre um fenómeno tão complexo como é o das orogéneses, que a nosso ver confundiam mais do que esclareciam. Por outro lado, à distância de cerca de trinta anos, a análise desses manuais e da bibliografia da época, fornece aspetos da história da ciência reveladores da sua natureza, nomeadamente, o seu caráter dinâmico e, muitas vezes, das grandes controvérsias e debate de ideias. Uma evolução do conhecimento nem sempre linear, com as incertezas e dúvidas de uma época em que muitos cientistas não tinham ainda “transitado” por completo para a nova teoria, tratando-se de uma competição em que a teoria “atacada”, a do geossinclinal, não podia mais reverter a seu favor (Silva, 1998, citando Lakatos) contra a nova teoria global, a Tectónica de placas. Mas para isso foi necessário tempo. Utilizar alguns destes modelos “mesclados” como o de Dietz, mas com fundamento científico e pedagógico, como propostas didáticas de episódios da História da Ciência, geradoras de debate, pode ter interesse, principalmente ao nível do Ensino Secundário. Estes episódios permitem compreender como evoluíram as ideias sobre a orogénese, particularmente sobre os orógenos varisco e alpino que coexistem no território continental português, principalmente se forem ilustrados com exemplos da Geologia de Portugal. Permitem igualmente perceber aspetos muito interessantes e reveladores do que é a natureza da ciência, com todas as vantagens que daí possam advir (e.g. Maurício et al.,

2019, e referências) para o desenvolvimento de uma cidadania consciente e proativa dos nossos alunos. Por último, sugere-se que deveria ser matéria de preocupação e debate a inclusão de conteúdos, ainda não completamente consolidados pela comunidade científica, em manuais escolares e programas, a par de revisões periódicas dos mesmos conteúdos, efetuadas pelos maiores especialistas das várias geociências (e não apenas por especialistas de geologia). Seria uma forma de evitar a constante desatualização de conteúdos científicos lecionados nas escolas, muito sentida na última década, em que manuais e programas não têm sofrido atualizações. 7. Agradecimentos Este estudo foi apresentado numa primeira versão no X Congresso Nacional de Geologia, em julho de 2018 em Ponta Delgada. O resumo submetido foi publicado na revista Vulcânica, vol. II, e beneficiou das correções e sugestões do António Mateus (FCUL). Agradeço igualmente o estímulo que me foi dado na altura pelo Rui Dias (UÉvora) para a escrita deste artigo. O resultado final beneficiou das correções e sugestões do João Duarte (FCUL) a quem, para além disso, muito agradeço a profícua troca de ideias que tivemos sobre o tema central do estudo.

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GEOnOVAs VOl.

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33, n.º 1-2: 79 a 88, 2020 79

Museu de Geologia Fernando Real: Uma Forma de Comunicar Ciência M.E.P. Gomes1,2*, A. Alencoão1,2, J.M. Lourenço1,2 1

Departamento de Geologia, ECVA - UTAD; Quinta de Prados, 5000-801 Vila Real 2

Centro de Geociências Universidade de Coimbra, 3030-790, Coimbra *Autor correspondente: mgomes@utad.pt

Resumo O Museu de Geologia Fernando Real (MGFR) da UTAD abriu ao público em 1986 e, desde a sua fundação, pretendeu ser um espaço de ensino não formal para divulgar a Geologia e comunicar Ciência. Ao longo do tempo procurou não só ajustar-se à evolução do conceito de Museu, mas também aumentar o seu espólio respondendo de forma mais eficiente às solicitações de um público cada vez mais exigente. O carácter didático tem sido uma das suas grandes preocupações, dado o crescente número de estudantes que anualmente o visitam. Em 2011 foi ampliado, passando a contar com uma sala de exposições temporárias. De forma a dar cumprimento aos objetivos a que se propõe, no período 2014/15 procedeu-se à distribuição de questionários a 830 visitantes, com o intuito de recolher opiniões que permitissem manter a atratividade e incrementar o interesse das visitas. Os resultados obtidos mostraram que o MGFR, ainda que com particular interesse para a comunidade escolar, contribui também para a literacia científica do público em geral. As visitas guiadas foram consideradas maioritariamente como muito boas. Palavras-chave: Geologia, Educação não formal, Questionário, Visitas, Museu. Abstract The Geology Museum Fernando Real (MGFR) of UTAD opened to the public in 1986 and, since its foundation, intended to be a playful and didactic space that promoted the knowledge of Geology. Over time it sought not only to adjust to the evolution of the museum concept, but also to increase ITS collection, so as to more efficiently meet the ever demanding requests of the public. Its didactic feature has been one of the main concerns, given the rising number of students who visit the museum each year. In 2011, the museum expanded to include a temporary exhibition hall. In order to meet the objectives to which it is proposed, during the period of 2014/15, surveys were distributed to 830 visitors, with the purpose of collecting opinions. The survey´s data analysis will allow to maintain the attractiveness and further increase the interest of visits. The results obtained show that the MGFR, even if focused on the scholar community, also contributed to the scientific literacy improvement of the public in general. The guided visits were considered, most of the time, as being very good. Keywords: Geology, Non-formal teaching, Survey, Visits, Museum.

1. Introdução O Museu de Geologia da Universidade de Trás-os-Montes e Alto Douro, foi aberto ao público em 1986, aquando da criação da Universidade, tendo sido idealizado pelo geólogo Professor Doutor Fernando Real. Em homenagem ao seu fundador, na comemoração dos 25 anos do Museu

em 2011, passou a ser designado como Museu de Geologia Fernando Real (MGFR) (Gomes et al., 2014). Começou por ser um museu expositivo que dispunha de um reduzido número de exemplares, disponibilizados pelo seu fundador e por docentes do Departamento de Geologia e outros simpatizantes. Ao longo do tempo foi feito um esforço para aumentar o espólio do Museu (Fig. 1a) e o tornar


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um espaço de comunicação de Ciência através do Ensino não formal capaz de acolher e dar resposta não só a solicitações do público em geral, mas particularmente às dezenas de escolas que anualmente o visitam. Foi ampliado em 2011 passando a ter uma sala de exposições temporárias de 100 m2 (Fig. 1b), que se procurou fosse também uma forma de majorar o seu carácter didático. Para isso tem havido a preocupação de que, sempre que possível, as exposições patentes se enquadrem nos conteúdos curriculares do Ensino Básico e secundário. A título de exemplo refere-se a exposição “Elementos da Tabela Periódica com Ocorrências em Trás-os-Montes”, uma mostra abrangente de Ciência em que se destacam conteúdos de Química e de Geologia. nas diversas Assembleias Gerais do International Council of Museums (iCOM), o conceito de Museu e a sua classificação tem evoluído ao longo dos anos. segundo os Estatutos atuais do iCOM (2015), aprovados pela 22ª Assembleia Geral que decorreu em Viena no ano de 2007, “O museu é uma instituição permanente sem fins lucrativos, ao serviço da sociedade e do seu desenvolvimento, aberta ao público, que adquire, conserva, investiga, comunica e expõe o património material e imaterial da humanidade e do seu meio envolvente com fins de educação, estudo e deleite”. A definição não é consensual e existe uma nova proposta para ser votada na próxima Assembleia Geral prevista para 2020. De acordo com Trincão (2011), os espólios e coleções de Geologia mais interessantes são pertença de Universidades, que em geral lhe dedicam pouca atenção e financiamento, e frequentemente não as disponibilizam ao grande público. na última década

a)

esta situação tem vindo a ser alterada, pelo que museus históricos, centrados apenas na conservação, estudo e difusão das coleções, têm sido transformados em lugares de Educação e Divulgação Científica. A título de exemplo referem-se os Museus da Ciência das Universidades do Porto e de Coimbra. Desde a sua abertura ao público, o MGFR recebeu milhares de visitantes que comprovam a importância educativa que este espaço tem no ensino e na divulgação das Ciências da Terra (Martins & Coke, 2010). Ao longo do tempo, esta divulgação tem sido incrementada pela abertura para o exterior, quer através do estabelecimento de parcerias com outras instituições, exposições itinerantes e visitas guiadas a vários locais da região, quer pela participação ativa do Museu nas redes sociais e pela integração na Rede de Museus do Douro (MuD), no Roteiro das Minas e Pontos de interesse Mineiro e Geológico e na Rede ibérica de Espaços Geológicos (Gomes et al., 2014). O Museu pode ser visitado livre e gratuitamente nos dias úteis das 9:00 h às 17:00 h. De modo a atingir os objetivos a que o MGFR se propõe, e dada a diversidade de público que o visita, considerou-se relevante fazer uma análise do perfil e das expectativas dos visitantes. Assim, durante 1 ano (janeiro de 2014 a fevereiro de 2015) distribuíram-se questionários que, depois de tratados e analisados, permitiram recolher informação que possibilitou introduzir algumas melhorias no modo de funcionamento do Museu. no futuro decorrerá a obtenção de novos inquéritos, de modo a verificar a evolução e aceitação do espaço e das atividades por parte dos visitantes.

b)

Figura 1 – Museu de Geologia Fernando Real: (a) sala de exposição permanente, (b) sala de exposições temporárias. Figure 1 – Fernando Real Geology Museum: (a) permanent exhibition room, (b) temporary exhibition room.


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2. Revisão da literatura Todos os dias somos confrontados com notícias, nos diversos meios de comunicação social, onde é notória a relação entre Ciência e sociedade. Esta relação não pode ser ignorada na Geologia e tem que ser estimulada nas crianças, enquadrada nas orientações para o pré-escolar e no 1º Ciclo do Ensino Básico, em que as aprendizagens essenciais remetem diretamente para a geologia em todos os anos (DGE, 2018). neste sentido, na última década “tem vindo a constituir consenso na comunidade de geólogos e de educadores em Geociências que o cidadão deve compreender o funcionamento do planeta Terra, por intermédio de uma educação básica que lhe permita pensar, formular juízos e tomar decisões em consciência e fundamentadas” (Morgado & Bonito, 2014). O museu deve alcançar algum tipo de ligação com o público, as suas preocupações, e com problemas atuais da sociedade (Urtizberea, 2014). no site do iCOM (2006) pode ler-se que os objetivos do Desenvolvimento sustentável da OnU pretendem ajudar a transformar o nosso mundo através dos museus, dado que estes estão perfeitamente posicionados para abordar e aprimorar a sustentabilidade, uma vez que são capazes de trabalhar com as comunidades, aumentando a consciencialização do público, apoiando a pesquisa e a criação de conhecimento. Contribuem, através de programações diversas, associações e operações, para o bem-estar da sociedade e das gerações futuras. O iCOM, na 34ª Assembleia Geral, no Japão em 2019 (iCOM, 2019), na resolução nº1, entendeu que os museus, como fontes confiáveis de conhecimento, são um recurso valioso para a participação das comunidades e estão perfeitamente posicionados para capacitar a sociedade mundial a imaginar, projetar e criar um futuro sustentável para todos. na resolução nº3 comprometeu-se com o conceito de “Museus como eixos culturais”, sugerindo que o papel dos museus transcende o tempo, ou seja, períodos políticos ou geracionais, e ultrapassa as fronteiras nacionais e geopolíticas. Educar para a sustentabilidade tem sido uma das preocupações do MGFR, chamando a atenção dos visitantes para o papel preponderante que os materiais geológicos têm no quotidiano e quão importante é usufruir desses mesmos materiais de uma forma sustentável, preservando-os assim para as gerações vindouras. De realçar que o Despacho DR n.º 4527/2019, relativo à criação do grupo de projeto para os

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“Museus no Futuro”, refere que “O Governo considera fundamental preparar, de modo abrangente e participado, a estratégia de adaptação dos museus às transformações presentes e futuras”. Assim, o grupo de projeto tem por missão identificar, conceber e propor medidas que contribuam para a sustentabilidade, a acessibilidade, a inovação e a relevância dos museus. Martins & Coke (2010) consideram que o ensino das geociências deixou de estar confinado apenas à escola, recorrendo cada vez mais a espaços de educação não formal, nomeadamente a Museus e Centros de Ciência e interpretação. segundo Carvalho (2012), o setor museológico tem evoluído ao longo dos anos, assumindo um papel importante ao nível da sociedade e da economia. Os museus, adaptando-se à evolução da sociedade, desempenham cada vez mais uma função de lazer. nos últimos tempos têm aderido à ideia de maior cooperação com outros museus e instituições culturais, através de clusters ou parcerias. Em muitos países da Europa, como por exemplo acontece em França e inglaterra, a ciência é considerada uma base estrutural para a formação dos cidadãos, advertindo-os para a importância do seu papel numa cultura eticamente sustentável (Oliveira & Valadares, 2006). segundo estes mesmos autores, o ensino das ciências passa por ações concertadas entre diversas instituições, das quais se destacam museus interativos, parques temáticos, grupos de teatro, entre outros, que tornam o ato de aprender num processo lúdico e fascinante. Este objetivo é facilmente atingido através da observação real e manipulação de materiais geológicos. Esta mesma opinião é partilhada por Trincão (2019), que expressa como relevante o desenvolvimento, em museus, de módulos digitais, jogos educativos e atividades de laboratório em que os estudantes do Ensino secundário e Universitário possam aprender de forma mais prática, “mãos na massa”, transitando-se, deste modo, de um Museu de História natural para um Centro de Ciência. Martins (2010) aplicou um questionário a professores do grupo disciplinar 520 (Biologia e Geologia), do distrito de Vila Real, que pretendia caracterizar a atitude dos professores face à visita ao MGFR. Verificou que este goza de um status relevante, não só a nível do distrito de Vila Real, mas também a nível nacional, particularmente na região norte. Este facto implica que haja uma constante atualização ao nível científico, pedagógico e cultural, garantindo desta forma o cumprimento dos objetivos


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de divulgação geo-científica na região. A procura e importância atribuída pelos docentes a esta instituição museológica, nomeadamente para alunos dos Ensinos Básico e secundário, denotam que o espólio presente no Museu, e as exposições temporárias/atividades por ele dinamizadas, vão ao encontro dos temas/conteúdos curriculares. 3. Funcionamento do Museu de Geologia Fernando Real O MGFR disponibiliza o acompanhamento por guias, preparados para o efeito, desde que haja marcação prévia. As visitas guiadas pretendem proporcionar visitas científicas mais interessantes e capazes de dar uma melhor resposta às expetativas dos visitantes, tendo em conta a faixa etária e o nível de escolaridade. na Fig. 2 apresenta-se, para o período compreendido entre 1996 e 2019, o número de visitantes, tendo em conta se se trata de visitas escolares ou de público em geral.

sições, semana da Cultura Científica, Cursos de Formação de Professores, Cursos de Técnico Guia e palestras dirigidas à comunidade escolar. O pico de visitantes em 2005 poderá ter sido o resultado da primeira exposição temporária (que esteve patente na sala de exposição permanente) “Túnel Ordovícico do Fabar (Astúrias-Espanha): uma janela para o conhecimento da história da Terra”, organizada em parceria com o Museu Geomineiro de Espanha (Coke et al., 2011). As exposições, que passaram a ser uma rotina a partir de 2011, com a inauguração da sala de exposições temporárias, foram também uma forma de atrair visitantes, particularmente nos casos em que essas exposições abordam temáticas que fazem parte dos conteúdos lecionados no Ensino Básico ou secundário. A título de exemplo refere-se, em 2011, a exposição “silício: da Pré-história ao Futuro” e, no ano de 2015, a exposição “Evolução da Cartografia Geológica: Materiais e Métodos”. As visitas escolares efetuam-se preferencialmente no período de março a junho, pertencendo a grande fatia ao Ensino secundário e 3º ciclo do Ensino Básico. A título de exemplo ilustra-se o ano de 2019 que permite comprovar essa tendência. Verifica-se ainda que as visitas de não estudantes, ocorrem em todos os meses do ano, com mais procura em maio e setembro (Fig. 3).

Figura 2 – Evolução do número de visitantes no período 1996 a 2019. Figure 2 – Evolution of the number of visitors from 1996 to 2019.

A análise do gráfico mostra que o maior número de visitantes corresponde a alunos que vêm inseridos em visitas escolares. A evolução do número de visitantes ao longo do tempo, no que respeita a visitas escolares, pauta-se por oscilações em alguns casos muito significativas. Relativamente a outros visitantes, ainda que não de forma contínua, há uma tendência de crescimento na última década. Crê-se que os picos de visitantes, em alguns anos, resultam de atividades paralelas que o Museu desenvolveu nesses períodos, nomeadamente Expo-

Figura 3 – número de visitantes no ano de 2019. Figure 3 – Number of visitors in 2019.

4. Aplicação de questionários aos visitantes Dada a diversidade de visitantes e com o intuito de melhor responder aos objetivos a que o Museu se propõe, durante 1 ano (fevereiro de 2014 a janeiro de 2015) procedeu-se à recolha de 830


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Figura 4 – Questionário distribuído, do qual havia uma versão em inglês para visitantes estrangeiros. Figure 4 – Survey distributed, of which there was an English version for foreign visitors.


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questionários, que foram distribuídos de forma aleatória entre 2873 visitantes. Esta amostra corresponde a 26 % do total de visitantes no período considerado. Com os dados do questionário pretendia-se, preferencialmente, conhecer o tipo de público que visita o Museu, qual a razão da visita, a periodicidade, a qualidade da visita e do serviço prestado em termos de visita guiada. Essa informação possibilitaria melhorar a oferta, ajustando-a às expectativas do visitante. O questionário (Fig. 4) incluía doze perguntas, sendo duas delas de resposta aberta para que os inquiridos pudessem manifestar a sua opinião sobre o que mais gostaram e o que gostariam de ver numa futura visita. Dado que se pretendia implementar uma pequena tarifa para as visitas guiadas, o questionário incluía, também, uma pergunta relativa ao custo que deveria ser cobrado no caso das visitas guiadas.

4.1. Resultados Para a análise dos 830 questionários aplicados consideraram-se 3 categorias: (1) estudantes nacionais, (2) não estudantes nacionais e (3) estrangeiros. A grande fatia dos inquiridos, cerca de 82 %, corresponde a estudantes nacionais enquanto os não estudantes nacionais, um público muito heterogéneo e diversificado, correspondem a 14 %. Os estrangeiros correspondem aos restantes 4 %. (Fig. 5). na Fig. 6 apresenta-se a distribuição por níveis de ensino, para a totalidade de visitantes escolares

Figura 5 – Distribuição de inquiridos pelos três grupos considerados. Figure 5 – Distribution of participants in the survey by the three groups considered.

Figura 6 – número de visitantes escolares no período compreendido entre 02/2014 e 01/2015, sistematizados por nível de ensino. Figure 6 – Number of scholar visitors between 02/2014 and 01/2015, organized by level of education.

no período em que decorreu a aplicação dos questionários. O número de alunos do Ensino superior é expressivo. Os estudantes nacionais vêm, regra geral, inseridos em visitas de estudo solicitadas por escolas, na maior parte dos casos da região norte de Portugal e preferencialmente do Ensino secundário e do 3º ciclo do Ensino Básico. Estes dados corroboram o carácter científico didático do MGFR, e a importância que o mesmo tem na divulgação e apoio pedagógico às Ciências da Terra. Para 80 % dos inquiridos esta foi a 1ª visita efetuada ao Museu. A forma como tomaram conhecimento da sua existência, ou a razão pela qual se predispuseram a fazer a visita foi variada (Fig. 7).

Figura 7 – Razão apontada pelos inquiridos para fazerem a visita. Figure 7 – Reason given by participants in the survey to make the visit.


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Dentro do grupo dos estudantes nacionais, a motivação para a realização da visita cabe, naturalmente, aos professores que utilizam este recurso como forma de complementar os conteúdos lecionados em sala de aula. Em todos os grupos, amigos ou familiares foram também um veículo para incentivar a visita. Curiosamente, numa época em que a internet tem um papel tão significativo, sobretudo nas camadas mais jovens, o resultado explícito nos inquéritos é diminuto. no que diz respeito ao grau de satisfação, tanto com a visita como com o serviço prestado por quem orientou a visita guiada, os resultados expressam-se nas figuras 8 e 9. A quase totalidade das respostas considera quer a visita, de um modo genérico, quer a orientação disponibilizada na visita guiada, como boa ou muito boa. Estas respostas são um incentivo para que o MGFR continue a investir, não só na

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quantidade e qualidade do material exposto, mas também na formação de quem orienta as visitas guiadas. inquiridos sobre se pretendiam voltar a visitar o museu, 89 % dos visitantes respondeu positivamente. Relativamente às questões abertas não houve separação por grupos. Quando questionados sobre o que mais gostaram de ver, os inquiridos manifestaram a sua preferência pela grande diversidade de minerais, pelas pedras preciosas, e pela secção de paleontologia e estratigrafia, que inclui não só uma grande diversidade de fósseis, mas também uma maquete 3D de uma sequência estratigráfica. Quando questionados sobre o que gostariam de ver numa próxima visita, as respostas foram muito diversificadas, sendo uma das mais comuns os fósseis de dinossauros. Alguns dos inquiridos referiram que atividades práticas e/ou interativas, bem como a venda de amostras ou outros artigos afins à geologia, seriam também uma mais-valia para o MGFR. no que respeita à última questão do inquérito, em que se pretendia saber qual a opinião dos visitantes sobre uma futura tarifa a aplicar no caso das visitas guiadas, a grande maioria indicou que 1 € seria o preço justo (Fig. 10).

Figura 8 – Grau de satisfação com a visita ao Museu. Figure 8 – Level of satisfaction with the visit to the Museum.

Figura 10 – Custo que os inquiridos consideram justo para ser aplicado a visitas guiadas. Figure 10 – Cost that participants in the survey considered to be fair for guided tours.

4.2. Discussão dos resultados

Figura 9 – Grau de satisfação com a orientação durante a visita guiada. Figure 9 – Level of satisfaction with the orientation during the guided tour.

Em face dos resultados decorrentes da aplicação dos inquéritos, crê-se que o Museu de Geologia Fernando Real caminha no sentido de se adaptar às exigências presentes e futuras, procurando uma maior ligação com o público e com os problemas atuais da sociedade.


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O número de visitantes, particularmente do público estudantil, comprova o papel relevante do Museu, enquanto complemento aos conteúdos que são lecionados em sala de aula, como referido por Martins & Coke (2010). O facto de a maior afluência de visitas se verificar no período compreendido entre março e maio corrobora, precisamente, este facto, pois os professores dinamizam as visitas de estudo de acordo com a calendarização do ano letivo e dos conteúdos lecionados. O grau de satisfação com a visita também sugere que o Museu seja efetivamente um local de aprendizagem não formal. Uma das sugestões mais frequentes, recolhidas a partir das perguntas abertas do questionário, prendia-se com a implementação de um caracter mais prático e dinâmico dos conteúdos. O Museu, dentro das suas possibilidades, tem feito esse esforço, indo assim ao encontro das novas tendências de sustentabilidade que pretendem ajudar a transformar o nosso mundo através dos museus. Contudo, cremos que o MGFR não poderá nunca perder de vista a sua primeira missão: a de patentear um conjunto de amostras de minerais, rochas e fósseis que possibilitem ao público, particularmente não estudantil, a fruição de peças de inegável beleza, cumprindo deste modo a sua função de dar a conhecer as Ciências da Terra em simultâneo com a de comunicar ciência de uma forma simples e despretensiosa, mas rigorosa. Aquando da aplicação dos inquéritos houve algumas questões que, na nossa perspetiva, deveriam ter sido exploradas mais objetivamente, podendo este facto constituir alguma limitação aos resultados.

– De entre a população estudantil, o maior número de visitantes são alunos do 3º ciclo do Ensino Básico e do Ensino secundário. – Para a grande maioria dos inquiridos, a visita ao Museu foi feita pela primeira vez, contudo constatou-se, com agrado, que cerca de 89 % mostrou interesse em voltar. – no que respeita ao serviço prestado durante a visita guiada, o grau de satisfação foi elevado, considerando-o “bom” ou “muito bom”. As respostas que consideram esse mesmo serviço “mau” ou “muito mau” são residuais. – A grande maioria dos inquiridos concorda com a aplicação de uma tarifa, no caso das visitas guiadas, e aponta, como justo, o valor de 1 €, que foi introduzido a partir de 2017. A resposta às perguntas abertas, nas quais frequentemente foi sugerido um “módulo” com um carater mais prático, levou à criação de uma pequena sala contígua ao museu, na qual os estudantes têm possibilidade de manusear amostras de mão, observar lâminas delgadas ao microscópio, ou fazer pequenas experiências de índole geológica. sempre que há eventos programados, como acontece por exemplo no “Dia Aberto”, disponibilizam-se programas vocacionados para diferentes graus de ensino que incluem atividades experimentais diversificadas e jogos lúdico-didáticos no âmbito da geologia. Passou também a existir, no Museu, um pequeno espaço de merchandising com livros, minerais, rochas e outros artigos afins à geologia.

4.3. Conclusões A análise das respostas dadas ao inquérito, complementada com dados relativos à globalidade das visitas, revelou que o MGFR é efetivamente um local que se reveste de interesse para a comunidade escolar, e simultaneamente possibilita ao grande público a fruição de belos exemplares de minerais, rochas e fósseis, bem como a compreensão de alguns dos processos geológicos, que ocorrem no nosso planeta. De entre a informação mais relevante destacam-se as seguintes conclusões: – A maioria são visitantes nacionais, com particular destaque para a comunidade escolar. Os visitantes estrangeiros, em número reduzido, são principalmente alunos Erasmus e participantes em eventos esporádicos que têm lugar na Universidade.

5. Perspetivas Futuras Os resultados deste pequeno exercício de investigação, constituíram simultaneamente a motivação, para dar continuidade ao trabalho desenvolvido ao longo de três décadas, e o desafio para a implementação de novas estratégias. Assim, pretende-se: – Melhorar a informação expositiva patente nas vitrinas, de modo a facilitar a compreensão na visita livre ou as explicações providenciadas pelo guia. – Dar continuidade à realização da Feira de Minerais, um evento que regra geral tem tido uma periodicidade anual, e que constitui uma excelente forma de divulgar o MGFR e atrair


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visitantes. Complementar a tradicional venda de amostras, disponibilizando peças artesanais de bijuteria e peças de arte, confecionadas com minerais ou rochas, e desenvolver atividades paralelas que envolvam os visitantes, poderá ser uma forma de potenciar o interesse por este evento. – Disponibilizar, para itinerância, as exposições temporárias, prioritariamente as que têm um cariz mais didático, algo que já atualmente é feito e que tem tido uma grande recetividade por parte de escolas e municípios da região. – Envolver a comunidade estudantil universitária de uma forma mais dinâmica, como aconteceu a partir do ano transato com a criação de um Grupo de Voluntários do Museu, ou com a colaboração de alunos de Teatro e Artes Performativas, que no Dia Aberto de 2018 encenaram o texto científico “Dois irmãos, muito diferentes” da autoria do Professor Doutor Galopim de Carvalho. – Atrair alunos e público em geral para atividades como “Férias no Museu” ou “À Descoberta da Geologia”, atividades já implementadas, e que devem ser continuadas pois indubitavelmente são uma forma de comunicar ciência e de cativar, particularmente os mais jovens, para a geologia. – Dar continuidade à realização de palestras e workshops no âmbito da Geologia, que têm contado com uma assistência significativa, sobretudo de docentes do Ensino Básico e secundário. Trata-se de uma forma de comunicar ciência e de contribuir para a literacia científica do grande público, um dos grandes objetivos do Museu. – Prosseguir o desenvolvimento do “Jardim Geológico de Trás-os-Montes e Alto Douro”, um projeto ainda embrionário cujo lançamento ocorreu em 2019. Este é, no presente, o grande desafio do MGFR, que assim extravasa as quatro paredes, disponibilizando no EcoCampus vários percursos pedestres que incluirão um conjunto de estações geológicas, nas quais o visitante pode observar e compreender aspetos geológicos diversificados através da"leitura" das rochas de Trás-os-Montes e Alto Douro expostas.

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– De forma não só a colmatar as limitações referidas na discussão dos resultados, mas também para aferir até que ponto as melhorias introduzidas e as atividades propostas são aceites por parte dos visitantes, prevê-se a implementação de uma nova fase de inquéritos. – Dentro das possibilidades, e tendo em conta as restrições financeiras, é objetivo do MGFR ter uma estrutura cada vez mais dinâmica e mais próxima do público que o procura. 6. Agradecimentos Os autores agradecem ao Dr. Álvaro Pereira e Drª Rafaela Machado o contributo dado durante a aplicação dos questionários. Referências Carvalho, P. s. 2012. O Desempenho dos Museus em Portugal. Dissertação de Mestrado não publicada, Faculdade de Economia da Universidade do Porto, 100 p. Coke, C., Favas, P. e Gomes, E. 2011. Museu de Geologia da UTAD: 25 anos ao serviço da cultura científica. in Gomes, E., Coke, C., Favas, P. (Coords), Comemorações dos 25 anos do Museu de Geologia da UTAD 1986-2011 (pp 11-21) UTAD, Extra série, Vila Real. Despacho DR n.º 4527/2019 Diário da República, 2.ª série — n.º 85 — 3 de maio de 2019. DGE,2018 https://www.dge.mec.pt/aprendizagens-essenciais-ensino-basico. Consultado em 20 de março de 2020. DR 2019. Despacho n.º 4527/2019 Diário da República, 2.ª série — n.º 85 — 3 de maio de 2019. Gomes, E., Alencoão, A., lourenço, M. & Coke, C. 2014. O Museu de Geologia Fernando Real e Perspetivas Futuras. in semedo, A., nascimento, E. n. & Centeno, R. (Coords), Atas do Seminário Internacional O Futuro dos Museus Universitários em Perspetiva., (pp 133-143). iCOM 2006. http://archives.icom.museum/ethics.html, consultado em 15 de janeiro de 2020. iCOM 2015. http://icom-portugal.org/2015/03/19/definicao-museu/, consultado em 20 de fevereiro de 2020. iCOM 2019. https://icom.museum/wp-content/uploads/ 2019/09/Resolutions 2019 Es.pdf, consultado em 20 de fevereiro de 2020. Martins, s. & Coke, C. 2010. “Museus e Centros de Ciência: Divulgação das Geociências no nordeste


88 Museu de Geologia Fernando Real

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33, N.º 1-2: 89 a 94, 2020 89

Litofácies do quaternário na margem esquerda do rio Púngué, junto ao recinto portuário da beira em Moçambique Pandze, D.1, Sumburane E.2, Uacane, M.3 & Gemusse, U.1,3* 1

Curso de Geologia, Departamento de Ciencias Naturais, Universidade Licungo, Extensão da Beira 2

Departamento de Geologia, Universidade Eduardo Mondlane 3

Faculdade de Ciencias, Universidade do Porto

*Autor correspondente: ugemusse@gmail.com

Resumo O principal objetivo deste artigo é a identificação de fácies de idade quaternária na margem esquerda do rio Pungue, perto do recinto portuário da Beira em Moçambique. A análise faciológica foi obtida a partir de núcleos de 7 furos com uma profundidade média de 30 metros, o que permitiu a identificação de 14 fácies agrupadas em cinco associações, tais como: (1) fácies simples deltaicas; (2) fácies dianteiras delta; (3) fácies de prodelta; (4) fácies do canal distributário; e (5) fácies marinhas. Os resultados preliminares indicam que a história sedimentar da área de estudo é representada por duas sucessões de facies: (1) sucessão progressacional; e (2) sucessão retrogradação. O padrão de sucessão faciológica sugere o registro de três ciclos proeminentes, nos quais os depósitos relacionados aos sistemas fluviais são representados por extratos longos de argila e arenito que, progressivamente, substituem os depósitos por influência do mar e do lago. Palavras-chave: Quaternário, litofácies, fácies, sedimentação fluvial, Beira. Abstract The main objective of this article is the identification of quaternary facies on the left bank of the Pungue River near the Beira port precinct in Mozambique. The faciologic analysis was obtained from 7-hole cores with an average depth of 30 meters, which allowed the identification of 14 facies grouped in five associations, such as: (1) deltaic plain facies; (2) delta front facies; (3) facies of prodelta; (4) distributary channel facies and (5) marine facies. Preliminary results indicate that the sedimentary history of the study area is represented by two successions of facies: (1) progradational succession; and (2) retrogradational succession. The pattern of faciologic succession suggests the registration of three progrant cycles, in which deposits related to river systems are represented by long clay-sandy extracts, which progressively replace deposits with marine and lake influence. Keywords: Quaternary, lithofacies, river sedimentation, Beira.

1. Introdução A essência do presente trabalho está vinculada ao estudo de litofácies e dos processos sedimentares, com objetivo em caracterizar as associações de fácies, sistemas deposicionais e a evolução dos processos sedimentológicos, da área em estudo. Para a obtenção

dos resultados, foram usados como metodologias e técnicas a consulta bibliográfica, trabalho de campo (sondagens sPt/ standard Penetration test / Ensaio de Penetração Dinâmica) e análises laboratoriais. Este trabalho apresenta a síntese dos resultados de uma campanha de sondagens geotécnicas levadas a cabo no Porto da Beira, província de sofala (Moçambique).


90 Litofácies do quaternário na margem esquerda do rio Púngué, junto ao recinto portuário da beira em Moçambique

1.1. Enquadramento geológico Na região de estudo afloram rochas sedimentares, nomeadamente a Formação de Mazamba do Miocénico superior ao Pliocénico e aluviões argilosos, a renosos e argilo-arenoso s do Holocénico (GtK Consortium, 2006). Na zona mais costeira, os sedimentos quaternários encontram-se cobertos por um material ainda mais recente, as aluviões e as dunas costeiras, que se desenvolveram sub-paralelamente. As dunas resultaram da acumulação eólica, durante a última regressão marinha ocorrida no início do Quaternário , Plistocénico (salman & Abdula, 1995). O enquadramento geológico e tectónico da área está relacionado com a evolução da Bacia sedimentar de Moçambique, no contexto da abertura do Oceano Índico como resultado da deriva continental e da dispersão do Gondwana, em simultâneo com o desenvolvimento do srEA (sistema de rifte do Leste de África) (salman & Abdula, 1995; vasconcelos & Jamal, 2010), que teve o seu início no Jurássico e continua até hoje (GtK Consortium, 2006). ssegundo Dias et. al (2011), na região da grande Beira afloram sedimentos siliciclásticos, que foram

datados desde o Miocénico superior ao Holocénico, constituídos do topo para a base por: • Depósitos fluviais, depósitos flúvio-estuarinos, depósitos de marisma e depósitos de duna de praia (Holocénico); • Depósitos de terraço fluvial e depósitos de antigos cordões litorais (Plistocénico); • Areias do Dondo (Pliocénico); • Formação de Mazamba (Miocénico superior). 2. Metodologias Na primeira fase, foram reunidos e confrontados os dados bibliográficos disponíveis sobre a área de estudo, principalmente trabalhos académicos sobre a geologia local e outros relacionados com os processos sedimentares, a estratigrafia e a análise de bacias sedimentares. na etapa de campo foram executadas 7 sondagens sPt (standard Penetration test). O ensaio foi realizado em três fases com penetrações de 15 cm pela empresa Geoma Moçambique (2016) que resultou na colheita de 172 amostras, que foram analisadas e interpretadas conforme mostra a figura 1.

Figura 1 – Posição dos furos de sondagem sPt realizados no porto da Beira. Figure 1 – Position of the SPT drilling holes in the Beira port.


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3. Discussão dos resultados Para o estudo da fácies detrítica, Miall (1978) propôs uma classificação baseada no código de litofácies, cuja primeira letra (maiúscula) corresponde a granulometria dos mesmos em seguida por uma ou duas letras minúsculas, que indicam à sua estrutura, com significado genético. Dessa forma pode-se interpretar cada uma das litofácies em termos de sua origem hidrodinâmica e posição nas diferentes fácies de sistemas deposicionais. Baseando-se nos critérios propostos por Miall (1978), efetuou-se a descrição e interpretação das amostras colhidas nas sondagens sPt com espaçamento de 1,00 metro, que posteriormente foram plotados para a elaboração do Log estratigráfico (Fig. 2). A partir das amostras das camadas atravessadas, foi quantificado o número de fácies contida em cada testemunho, descritas as suas principais características visuais tanto nos parâmetros físicos como biológicos e comparados com as fácies pertencentes a mesma camada sedimentar nas diferentes e sondagens, através dos testemunhos recuperados. Constatou-se que esta área é bastante heterogénea, quer em profundida de quer lateralmente. são de-

Pandze, D., sumburane E., Uacane, M. & Gemusse, U. 91

pósitos pouco coerentes, cuja composição litológica é constituída principalmente por argilas-lodosas de cor cinza a cinza-escuro, por vezes, arenosas ou argilas arenosas de cor branca e cinza com zonas argilosas de cor amarela (geralmente de granulometria fina a média), areia argilosa (fina) e areia (granulometria média a grossa), por vezes, com fragmentos de bival ves e gastrópodes. De acordo com a descrição, a maior parte de camadas são constituídas por argilas ou areias argilosas, com intercalações de subcamadas de areia e silte. As fácies do topo caracterizam-se pela presença de argilas plásticas com fitoclastos em abundância, seguida de fácies arenosas, areno-silto sas ou areno-argilosas com presença de fragmentos de bivalves. As fácies da base são constituídas essencialmente por margas arenosas castanhas pálidas ou margas argilosas sobre fácies essencialmente siltosos ou silto-arenosas consistentes (ver log, Fig. 2). As amostras permitiram identificar e descrever catorze fácies separadas em dois grupos (siliciclásticas e carbonatadas), em função da presença ou não de componentes carbonatados, e posteriormente representadas com a sigla indicativa da fácies, o nome correspondente, seus principais atributos e

Figura 2 – Log estratigráfico do poço (sPt/BH273) com a profundidade, símbolos e descrição litológica. Figure 2 – Stratigraphic log of the well (SPT/BH273) with depth, symbols and lithological description.


92 Litofácies do quaternário na margem esquerda do rio Púngué, junto ao recinto portuário da beira em Moçambique

Figura 3 – Amostras de sedimentos recolhidas das sondagens. Figure 3 – Sediment samples collected from the surveys.

interpretação dos processos sedimentológicos. O procedimento da análise de fácies foi elaborado em dois estágios: • reconhecimento das fácies que podiam ser interpretadas em termos de processos; • As fácies foram agrupadas em associações de fácies que reflete a combinação de processos e, portanto, o ambiente deposicional (Nichols, 2009). O agrupamento de fácies foi executado, tomando como base a granulometria, a estrutura e os processos que as originaram. Foram criadas cinco associações de fácies relacionadas com o sistema deposicional

deltaico e seus subambientes (ver tabela 1).


Pandze, D., sumburane E., Uacane, M. & Gemusse, U. 93

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tabela 1 – interpretação dos processos sedimentares e subambientes em função da associação de fácies. Table 1 – Interpretation of the sedimentary processes and sub-environments as a function of the facies association. Associação de Fácies

Denominação

Interpretação

Subambiente

Lpf

Argilas-lodosas

Decantação gravitacional de material mais fino em suspensão em ambiente de baixa energia ou de inundação e marés.

Planície deltaica

A-Lb A-sc/s-Ac Afm

Areias-argilosas Areias-siltosas ou silte-arenosas Areias finas a médias brancas

Fluxo oscilatório com regime intermediário originando ondulação, deposição de sedimentos finos e arenosos por correntes fracas com tração e suspensão associadas.

Frente deltaica

Lcc L-sc L-Ac

Argilas consistentes Argilas-siltosas, Argilas-arenosas

Ambiente de baixa energia, por intermédio da ação da gravidade atuando na decantação do material fino em suspensão

Prodelta

Alg-bio CL-c

Areais médias a grosseiras, Cascalho

Fluxo de alta energia, com poder erosivo para a retirada e transporte dos clastos e dos sedimentos mais grossos

Canal distribuitário

Lac, Asc, Alc e Cfa

lama carbonatada, Areia carbonatada, Carbonato fossilífero

Precipitação da aragonite em domínios pouco profundos e de corrente máxima; Acumulações de esqueletos de plâncton calcário e de partículas esqueléticas.

Marinho raso

Conclusões O estudo permitiu mapear catorze fácies agrupa das em cinco associações, interpretadas como: fácies de planície deltaica, fácies de frente deltaica, fácies de prodelta, fácies de canal distributário e fácies marinha (tab. 1). A sucessão vertical de fácies mostra a ocorrência de quatro ciclos progra dacionais flúvio-deltaicos, limitadas por superfícies de inundação, relacionados com um ciclo retrogradacional, o qual corresponde a transgressão ocorrente no sistema. As variações padrões de sedimentação composicionais, podem corresponder a mudanças de ambiente no sistema deposicional e/ou às variabilidades energéticas ocorridas dentro de um mesmo ambiente. A presença de fácies carbonatadas na base sobre as fácies siliciclásticas revelam que a história sedimentar tem relação com os processos de intensa progradação durante a regressão do referido siste ma.

A predominância de argilas sugere um ambiente típico dominado por marés, apesar dos outros agentes marinhos desempenharem uma forte influência no transporte, retrabalhamento e deposição dos sedimentos. Estes também podem sofrer interferência dos agentes fluvial e eólico. Referências Dias, r. P., Oliveira J. t., Milisse D., Ussene v. U., Muchibane A., Cune G., Manhiça v., Balate G., com colaboração de ramalho E., Daudi E., Magaia A., Nave s., rebêlo L., Muchanga A., Lidia C., Gomane Z. G., 2011. Notícia Explicativa da Carta Geológica da Região da Grande Beira, Moçambique, escala 1:50 000 – Parte I. Publicada no âmbito do protocolo entre a Direcção Nacional de Geologia de Moçambique, o Laboratório Nacional de Energia e Geologia e o instituto de Apoio ao Desenvolvimento, de Portugal, Parte i, 40.


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33, N.º 1-2: 95 a 124, 2020 95

Geochemistry of mafic dyke swarms of Douar Eç-çour (High Atlas, Morocco): the farthest record of the Central Iapetus Magmatic Province (CIMP) into West African Craton Warda El Moume1,2*, Nasrrddine Youbi2,3,4, Andrea Marzoli5, Hervé Bertrand6, Moha Ikenne1, Moulay Ahmed Boumehdi2,3, Richard E. Ernst4,7, Hind El Hachimi8, Mohamed Khalil Bensalah2,3, João Mata3, José Madeira3, Telmo M. Bento dos Santos3, Sofia Martins3 1

Department of Geology, Faculty of Sciences, Ibnou Zohr University, P.O. Box 28/S, Agadir, Morocco

2

Department of Geology, Faculty of Sciences-Semlalia, Cadi Ayyad University, Prince Moulay Abdellah Boulevard, P.O. Box 2390, Marrakech, Morocco 3

Instituto Dom Luiz (IDL), Faculdade de Ciências, Universidade de Lisboa, Campo Grande, 1749-016, Lisboa, Portugal 4

Faculty of Geology and Geography, Tomsk State University, 36 Lenin Ave, Tomsk 634050, Russia 5

Dipartimento di Geoscienze, Universita di Padova, I-35137 Padova, Italy

6

Laboratoire de Géologie de Lyon, UMR CNRS 5276, ENS de Lyon et Université Lyon1, 46, Allée d'Italie, 69364 Lyon, France 7

Department of Earth Sciences, Carleton University, 1125 Colonel By Drive, Ottawa, K1S 5B6 Canada

8

Department of Geology, Faculty of Sciences, Chouaib Doukkali University, Route Ben Maachou, El Jadida, Morocco *Autor correspondente: warda.elmoume@gmail.com

Abstract Ediacaran Central Iapetus Magmatic Province (CIMP) related dolerite dyke swarms cut the Precambrian basement of the Ouzellarh promontory in the High Atlas (Morocco): the NNE, NE to ENE-trending Douar Eç-çour mafic dyke swarms. They show co-mingling magmatic textures with the Askaoun granodiorite of the Assarag suite dated at 579 ± 7 Ma (U-Pb on zircon by SHRIMP method) in the studied area. They also yield an approximate zircon/apatite/rutile U-Pb age of 554 ± 6 Ma. The c. 279 by 579 Ma Douar Eç-çour dykes plot in three compositional groups: calc-alkaline, tholeiitic and alkaline. We interpret these Douar Eç-çour geochemical groups to represent three distinct pulses as the plumbing system (“feeder dykes”) of the Ouarzazate Group volcanic pile since the three dyke compositions match the chemistry of the three successive eruptive cycles (syn-extensional calc-alkaline, tholeiitic Continental Flood Basalts and alkaline) recognized in the Anti-Atlas. The studied dolerite dyke swarms were formed during the fragmentation of Rodina (Pannotia) leading to the opening of the Central Iapetus Ocean and therefore are compared to similar-age, rift-related extrusive/intrusive rocks found in the Siroua Window, Jebel Saghro Massif, Ougnat and other inliers in the Anti-Atlas. The dykes provide a window into the late Ediacaran mantle, and also shed light on early magmatic processes accompanying the breakup of the West African Craton. Keywords: Morocco, Dyke swarms, Central Iapetus Magmatic Province (CIMP), Geochemistry, Ediacaran. Resumo Enxames de diques doleríticos ediacarianos da Província Magmática do Iapetus Central (PMIC) intersectam o soco pré-câmbrico do promontório de Ouzellarh no Alto Atlas (Marrocos): os enxames de diques máficos Douar Eç-çour com direcção NNE, NE e ENE. Na área em estudo, estes mostram texturas magmáticas de co-mingling com o granodiorito Askaoun da suite Assarag datado em 579 ± 7 Ma (método U-Pb em zircão por SHRIMP). Estes apresentam uma idade U-Pb em zircão/apatite/rútilo de aproximadamente 554 ± 6 Ma. Os diques de Douar Eç-çour de idade 579-554 Ma projectam-se nos três grupos composicionais: calco-alcalino, toleítico e alcalino. Interpretamos estes grupos geoquímicos de Douar Eç-çour como representando três pulsos distintos do sistema de canalização ("diques de alimentação") da sequência vulcânica do Grupo Ouarzazate visto que as três composições dos diques são idênticas ao quimismo dos três ciclos eruptivos (calco-alcalino sin-extensional, continental flood basalts toleíticos e alcalino) reconhecidos no Anti-Atlas. Os diques estudados formaram-se durante a fragmentação da Rodinia (Pannotia) levando à abertura do


96 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

Oceano Iapetus Central e, por isso, são comparáveis às rochas extrusivas/intrusivas de rift com idade similar encontradas na janela Siroua, no Maciço Jebel Saghro, em Ougnat e em outros inliers do Anti-Atlas. Os diques fornecem uma visão para o manto do ediacariano tardio e também um vislumbre para os processos magmáticos precoces que acompanharam a fragmentação do Craton de África Ocidental. Palavras-chave: Marrocos, Enxames de diques, Província Magmática do Iapetus Central (PMIC), Geoquímica, Ediacariano.

1. Introduction Mafic dyke swarms occur in a wide variety of geological and tectonic settings and their comprehensive study through space and time is crucial for understanding several geological events. In continental setting they are believed to be an integral part of rifting events, and when spatially extensive can be of immense utility in delineating Large Igneous Provinces (LIPs) and in the reconstruction of ancient supercontinents. Their distribution, palaeomagnetism, petrology, geochemistry and radiometric dating are of paramount geodynamic interest, since they provide invaluable clues to understanding the nature of the sub-continental lithospheric mantle and global paleogeographic reconstructions (e.g., Halls, 1982; Fahrig, 1987; Ernst & Buchan, 1997; Buchan et al., 1998; Bleeker & Ernst 2006; Halls, 2008; Söderlund et al., 2010; Ernst & Bleeker, 2010; Evans & Mitchell, 2011; Zhang et al., 2012; Bryan & Ferrari, 2013; Ernst et al., 2008, 2013; Ernst, 2014; Ernst &Youbi, 2017). Earth’s history has been punctuated over at least the last 3.5 Ga by episodic massive volcanic events on a scale unknown in the recent geological past. Largely unknown mechanical and dynamic processes, with unclear relationships to seafloor spreading and subduction, generated voluminous, predominantly mafic magmas that were emplaced into the Earth’s crust. The resultant Large Igneous Provinces (LIPs) can be linked to regional-scale uplift, continental rifting and breakup of supercontinents, and catastrophic environmental changes. LIPs are best preserved in the Mesozoic and Cenozoic where they occur as continental flood basalts, volcanic rifted margins, oceanic plateaus, ocean basin flood basalts, submarine ridges, and seamount chains. Felsic rocks may also be represented (e.g., Ernst, 2014; Ernst & Youbi, 2017). In the Proterozoic and Paleozoic, LIPs are typically deeply eroded, and represented by deep-level plumbing systems consisting of giant dyke

swarms, sill provinces and layered intrusions (e.g., Ernst, 2014; Ernst & Youbi, 2017). LIPs and their associated dyke swarms represent crustal extension and are important indicators of crustal stabilization events, supercontinent assembly and dispersal, crust-mantle interaction and play a significant role in the delineation of crustal provinces, as well as in deciphering crustal evolution events (e.g., Byran & Ernst, 2008; Ernst & Bleeker, 2010; Bryan & Ferrari, 2013; Ernst, 2014, Ernst & Youbi, 2017). Many types of economic mineral deposits are also associated with LIPs (e.g., Ernst & Jowitt, 2013). While various origins have been proposed for LIPs (cf. discussion in Foulger, 2010), a prominent model, particularly for those with regional radiating dyke swarms, is partial melting of an upwelling hot mantle plume (Foulger, 2010; Ernst, 2014). Of particular relevance here is the role of plumegenerated LIPs and especially of their dyke swarms in rifting and eventual continental break-up. The CIMP was emplaced in Ediacaran-Cambrian times, and has been linked to the disruption of the Rodinia supercontinent leading to the initial opening of the Central Iapetus Ocean in the Laurentia, Baltica, and West Africa or Amazonia triple junction. The CIMP has been variably considered as the result of a mantle super-plume or of heat incubation below the Rodinian Supercontinent (e.g., Puffer 2002; Ernst, 2014, Ernst & Youbi, 2017; Youbi et al., 2020). Although major volcanic events are commonly associated with environmental crisis and even mass extinction, the CIMP LIP correlates with the beginning of a major expansion in the diversity and quantity of marine life during the early Cambrian: the Cambrian bioradiation event (Puffer, 2002). It correlates also with the last Precambrian glaciation: the Gaskiers glaciation that occurred around 580 Ma (Pu et al., 2016; Youbi et al., 2017, 2018; Youbi et al., 2020). The CIMP magmatism is best studied along the Laurentian margin and has its main pulses at ca. 615 Ma, 590 Ma, 560Ma, 550 and 532 Ma, which are


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Warda El Moume, Nasrrddine Youbi, Andrea Marzoli, Hervé Bertrand, 97 Moha Ikenne, Moulay Ahmed Boumehdi, Richard E. Ernst, Hind El Hachimi, Mohamed Khalil Bensalah, João Mata, José Madeira, Telmo M. Bento dos Santos, Sofia Martins

potentially linked with the progressive breakup of the eastern Laurentian margin (Puffer, 2002). It is also present in Baltica where it is best expressed by the 573-571 Ma volynian Continental Flood Province (Shumlyanskyy et al., 2016). In Africa, the CIMP LIP is well represented around the West African Craton (WAC) (e.g., Doblas et al, 2002), in particular in the High and Anti-Atlas of Morocco (Youbi, 1998; Doblas et al., 2002; Walsh et al., 2002, 2012; Gasquet et al., 2005, 2008; Youbi et al., 2011; Youbi et al., 2020). The CIMP magmatism of Morocco includes the volcanic and sedimentary occurrences of the Ouarzazate Group (formely Ouarzazate Series or “PIII” of Choubert, 1963) and their associated plumbing system (dyke swarms and sill complexes). The purpose of this paper is to decipher the geochemistry and petrology of the late Ediacaran dolerite dyke swarms intruding the Precambrian basement of the Ouzellarh promontory in the High Atlas (Douar Eç-çour mafic Dyke Swarms, Morocco), and to use the geochemical data to characterize it’s petrogenesis. The dolerite dyke swarms may have formed during extension leading to the formation of the Iapetus Ocean and, therefore, are compared to similar-age dykes and rift-related volcanic rocks of the Ouarzazate Group found in the Siroua window, Jebel Saghro massif, Ougnat and other inliers in the Anti-Atlas. The dykes provide a window into the late Ediacaran mantle, and also shed light on early magmatic processes accompanying the breakup of the WAC region. We will also demonstrate that these swarms are plumbing systems (the feeder dykes) of the Ouarzazate Group Large Igneous Province that is part of the huge CIMP event. 2. Geological background 2.1. The High and Anti-Atlas The High and Anti-Atlas mountain ranges are parallel and NE-SW elongated (Fig. 1). They are separated by the South Atlas Fault (SAF), which may mark the northern boundary of the WAC (Ennih &Liégeois, 2001). The High Atlas Mountains were formed over a major intracontinental rift system that began in the Upper Permian-Triassic and was active through the Jurassic (Medina, 1995; Youbi et al., 2003). The inversion phase of the Atlas rift system began in the Early Cretaceous and extended into the present. The major uplift phase occurred between 30 and 20

Ma (Upper Oligocene-Lower Miocene) and corresponds to the Alpine orogenic event (Beauchamp et al., 1999; Frizon de Lamotte et al. 2000; Arboleya et al., 2004; Laville et al., 2004; Bensalah et al., 2013). The Precambrian rocks are exposed in the eastern block of the High Atlas Paleozoic massif, i.e. the Ouzellarh “promontory” or “salient”, which connects with the Anti-Atlas through the Siroua window. They are called the Ouzellarh-Siroua salient (Toummite et al., 2012). This block is in fact a northern Anti-Atlas bulge located across the South Atlas Fault. As a consequence, its northern part, the Ouzellarh block (Choubert, 1963) is located within the High Atlas Range. The Anti-Atlas Mountains are a Paleozoic fold belt that extends NE-SW for approximately 600 km across Southern Morocco. Late Paleozoic, Carboniferous to Permian, variscan (Hercynian) deformation produced inliers of Precambrian rocks, cropping out as inliers, and basins of Paleozoic sediments. The Anti-Atlas inliers expose Paleoproterozoic to Neoproterozoic metamorphic and igneous basement rocks that are unconformably overlain by a thick Ediacaran to Lower Paleozoic volcanic to sedimentary transgressive cover sequence that spans the Precambrian-Cambrian boundary. Late Cretaceous to Tertiary Alpine deformation uplifted the entire region during the last regional tectonic event in the Anti-Atlas, and uplift continued into the Neogene. As already recognized by early French workers (especially Choubert, 1963), the Precambrian of the Anti-Atlas can be divided into two principal domains separated by an important tectonic lineament, the “Accident Majeur de l’Anti-Atlas” (the Anti-Atlas Major Fault, AAMF, Choubert, 1963; Ennih & Liégeois, 2001) (Fig. 1). This fault zone separates the northern margin of the WAC, to the southwest, from a basement area of triangular shape, which is limited towards the north by the southern margin of the High Atlas (the South Atlas Fault, SAF). Whereas the WAC experienced the last important tectono-magmatic overprint during the Eburnean orogeny around 2 Ga (Ennih & Liégeois, 2008), the basement north of the AAMF is mostly composed of Neoproterozoic-Early Palaeozoic sedimentary and magmatic rocks, which have been affected by the Pan-African orogenic episode (at ~ 0.65 Ga). This basement area is conveniently summarized under the term “Anti-Atlas Orogen” (Thomas et al., 2004). The Paleoproterozoic basement which correspond to the Eburnean orogeny is composed of metasedi-


98 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

Figure 1 – (A) The Anti-Atlas belt at the northern limit of the West African craton (WAC). (B) Geological sketch map of the Anti-Atlas belt in southern Morocco showing the distribution of the Central Iapetus Magmatic Province, CIMP (i.e., Ouarzazate Group). Modified from Gasquet et al. (2008) and Youbi et al. (2013). Figura 1 – (A) O Anti-Atlas no limite norte do Craton de África Ocidental (CAO). (B) Mapa esquemático da geologia do Anti-Atlas no sul de Marrocos apresentando a distribuição da Província Magmática do Iapetus Central, PMIC (i.e., o Grupo Ouarzazate). Modificado de Gasquet et al. (2008) e Youbi et al. (2013).

mentary schists, granites, paragneisses, migmatites, with U-Pb zircons ages ranging from 2200 to 2030 Ma (e.g. Aït Malek et al., 1998; Walsh et al., 2002; Thomas et al., 2002; Gasquet et al., 2004, 2008; O’Connor, 2010) and cut by dolerite dyke swarms. The age of the dolerite dyke swarms was poorly constrained by an old Rb-Sr isochron at 787 ± 10 Ma (Cahen et al., 1984), while Walsh et al. (2002) obtained a age of 2040 Ma (U/Pb on zircon by SHRIMP method) for a dyke in the Tagragra of Tata Inlier. More recently, El Bahat et al. (2013; 2017), Kouyaté et al. (2013), Söderlund et al. (2013) and Youbi et al. (2013) obtained 6 clusters of ages in the Zenaga, Agadir Melloul, Iguerda-Taïfast, Tagragra of Akka, Kerdous and Bas Drâa inliers: 2040 Ma (U-Pb on zircon by TIMS method), 1380-1416 (U/Pb on baddeleyite by ID-TIMS method and U/Pb on baddeleyite by LA-ICP-MS method), 1750 Ma (U-Pb on zircon by TIMS method), 1650 Ma (U-Pb on baddeleyite by TIMS method), 885 Ma (U-Pb on baddeleyite by TIMS method) and 612 Ma

(40Ar/39Ar method on amphibole separates). All these are newly recognized events in the WAC, except for the previous 2040 Ma dyke age from the Tagragra of Tata (Walsh et al., 2002). In addition, ca. 2040 Ma silicic intrusive magmatism in the Anti Atlas inliers is interpreted as having been derived from melting of the lower crust by mafic underplating associated with the Tagragra of Tata LIP (Kouyaté et al., 2013). The 885 Ma and 612 Ma ages are consistent with the context of Rodinia breakup; the 1750, 1650 Ma and 1380-1416 Ma ages are linked to the Nuna/Columbia breakup, and the 2040 Ma age is linked to breakup of a late Archaean supercontinent (or supercraton; Bleeker, 2003; Ernst et al., 2013). The Pan-African Orogeny includes several phases, from 750 to 550 Ma, with abundant magmatism that affected the Eburnean basement mainly through brittle tectonics and fluid percolation (Ennih & Liégeois, 2008). The Neoproterozoic sequences of the Anti-Atlas are composed of units involved in the Pan-African Orogeny and in the uncomformably overlying


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post-collisional volcanosedimentary sequence (Ouarzazate Group). The Neoproterozoic rocks underlying the Ouarzazate Group are subdivided into lower units (Taghdout/Lkst, Bou-Azzer and Iriri Groups), affected by the main Pan-African orogenic events, and the upper sequences (Saghro and Bou Salda Groups) only affected by the latest stage of the Pan-African orogeny (e.g., Thomas et al., 2004; Gasquet et al., 2005, 2008). 2.2. The Douar Eç-çour mafic Dyke Swarms In the studied area of Douar Eç-çour (geological map of Douar Eç-çour at the 1/50 000 scaleChevallier et al., 2001), there are at least 3 mafic dyke swarms (Fig. 2).

The first swarm is located in the north-western part of the map with a width of 5 km and a length of 15 km. It forms a NNE-trending network of parallel and subvertical intrusions (gabbro, dolerite, andesite). The dykes have generally a meter-size width but can reach up to 10 m. Some dykes can be traced for more than 1 km. The dykes intrude the Assarag suite formed mainly by the Askaoun granodiorite dated at 579 ± 7 and 575 ± 8 Ma (U/Pb on zircon by SHRIMP method, Thomas et al., 2003), and at 558 ± 3 Ma (U-Pb on zircon by LA-ICP-MS method, Toummite et al., 2012) in the Siroua Window. They constitute between 3 and 15% of the rock mass. Composite, multiphase dykes may represent successive intrusions along the same fracture.

Figure 2 – (A) Geological base map of Douar Eç-çour (High Atlas, Morocco) that also shows the Ediacaran mafic and felsic dykes of the CIMP Chevalier et al., 2001; Thomas et al., 2003). (B) Rose diagram for Ediacaran mafic dykes of the CIMP of the Douar Eç-çour area (this work; realized from the geological map and the aerial photographs at 1/25,000). Notice that there are at least 3 dominant swarms. The dominant trends of dykes are NNE, NE, ENE and ESE. Figura 2 – (A) Mapa geológico de Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos) que também mostra os diques ediacarianos máficos e félsicos da PMIC (Chevalier et al., 2001; Thomas et al., 2003). (B) Diagrama de roseta para os diques máficos ediacarianos da PMIC na região de Douar Eç-çour (este trabalho; realizado a partir de mapa geológico e fotografia aérea à escala 1/25.000). De notar que existem pelo menos três enxames dominantes, estes são os diques NNE, NE, ENE e ESE.


100 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

The second swarm is parallel to the front of the South Atlas Fault and presents a width of 15 km and a length of 25 km. It forms a NE to ENE-trending network of parallel and subvertical intrusions (gabbro, dolerite, andesite). Its density is less than that of the first swarm. Composite dykes are less numerous. The dykes have also a meter-size width (less than 3m) but can reach 10 m (Fig. 3A). Individual dykes can be traced for more than 1 km. The dykes intrude also the Assarag suite formed mainly by the Timzirt granite and the Tourcht diorite dated at 579 ± 7 Ma (U/Pb on zircon by SHRIMP method, Thomas et al., 2003). They also cross-cut the Timichcha Formation of the Saghro Group that consists of an approximately 1500-m-thick, folded succession of cherts, turbiditic greywackes, shales and associated acid to intermediate volcanic and volcaniclastic rocks. The Saghro Group has been uplifted along the “Axial Zone” and is exposed along the southern flanks of the High Atlas Mountain and in the Oued-n-Zât valley. Most of the Saghro Group has been intruded by, and is essentially “floating” in, a “sea” of Assarag Suite granitoids and diorites. In some places, the dolerites show co-mingling magmatic textures with the Askaoun granodiorite of the Assarag suite dated at 579± 7 Ma (U-Pb zircon, Chevalier et al., 2001)

a)

suggesting that they are coeval (Fig. 3B). This allow us to attribute an age of 579 ±7 Ma for the emplacement of the dykes. The third group of dykes forms a very large swarm scattered in the southern half of the map, where the syn- to post-Triassic tectonics has compartmentalized and tilted the sequences of the Ourazazate Group. The dykes present directions varying according to the tectonic deformation (tilting and rotation). 3. Analytical procedures and sampling A suite of 16 samples were selected for major and trace element analysis (Table 1). They were crushed and powdered in an agate mill and analyzed by X-ray fluorescence (XRF) using a Philips PW1404 spectrometer at the University of Lyon. Analytical uncertainties are 1-2% and 10-15%, respectively, for major and trace elements. The studied rocks were also analysed for REE and additional trace elements by the neutron activation method. The method used was pure instrumental activation analysis (without chemical separation), using epithermal neutron irradiation (OSIRIS reactor in Saclay, France, “Commissariat de l’Energie Atomique, Groupe des Sciences de la

b)

Figure 3 – Some field characteristics of Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). (A) NE trending dyke intruding the Askaoun granodiorite of the Assarag suite dated at 579± 7 Ma (U-Pb zircon; Chevalier et al., 2001; Thomas et al., 2003). Photo taken near the town of Igadain; (B) Co-mingling magmatic textures of dolerites (DB: i.e. Doleritic Block) with the Askaoun granodiorite of the Assarag suite (AG). Photo taken near the town of of Igadain. Figura 3 – Algumas características de campo dos diques máficos ediacarianos da PMIC na região de Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). (A) dique com orientação NE intruindo o granodiorito Askaoun da suite Assarag datada em 579± 7 Ma (U-Pb zircão; Chevalier et al., 2001; Thomas et al., 2003). Foto tirada perto da povoação de Igadain; (B) Texturas magmáticas de co-mingling em doleritos (DB: Bloco Dolerítico) com o granodiorito Askaoun da suite Assarag (AG). Foto tirada perto da povoação de Igadain.


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Table 1 – Whole-rock geochemical analyses of the Ediacaran mafic dyke Swarms of Douar Eç-çour (High Atlas, Morocco). Magnesium number (Mg#) calculated as 100 x Mg2+/(Mg2+ + Fe2+), with FeO = 0.9 Fe2Ot3 . Fe2O3t = total Fe expressed as Fe2O3. Loss-on-ignition (L.O.I.) determined by weight loss after igniting sample at 1000 °C. Tabela 1 – Análises de geoquímica de rocha-total dos enxames de diques máficos ediacarianos de Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). Número de magnésio (Mg#) calculado como 100 x Mg2+/(Mg2+ + Fe2+), com FeO = 0.9 Fe2Ot3. Fe2O3t = total Fe expresso como Fe2O3. Perda ao Rubro (L.O.I.) determinada por perda em peso após ignição da amostra a 1000 °C. Sample

AN301

AN302

AN303

AN312

AN313

AN314

IG2a

IG2b

IG3

Direction

N 45 90°

N 00 70° W

N 10 à N 20 80° NW

N 100 à N 110 50° S

N 45 90°

N 00 70° W

N 10 45° NW

N 10 45° NW

N 20 50° NNW

N 35 60° N 20° 45° NW W

Latitude W

07° 33' 046''

07° 32' 743''

07° 32' 695''

07° 31' 443''

07° 31' 732''

07° 31' 736''

7.56526°

7.56526°

7.55540°

7.56558°

Longitude N

31° 11' 240''

31° 10' 894''

31° 10' 847''

31° 10' 990''

31. 15968° 31. 15968° 31. 15989° 31. 16012° 31. 16036°

SiO2

48,99

44,75

50,13

48,92

44,39

49,91

48,57

47,90

47,92

48,21

49,50

54,41

64,72

54,28

46,95

TiO2

2,20

1,84

0,80

1,77

2,85

2,73

1,06

1,06

1,12

0,82

1,47

0,96

0,88

2,24

2,46

2,10

Al2O3

15,06

15,37

17,49

15,66

14,76

15,12

14,56

14,91

14,69

15,09

16,34

17,91

14,50

18,25

15,33

17,80

Fe2O3

12,27

11,37

9,33

10,68

13,48

12,23

9,36

9,60

9,38

9,52

12,12

8,67

6,25

7,74

12,71

11,17

MnO

0,35

0,17

0,20

0,14

0,14

0,15

0,21

0,21

0,22

0,20

0,25

0,18

0,10

0,13

0,27

0,19

MgO

6,21

6,89

6,20

7,72

9,41

5,58

9,41

9,53

9,54

10,98

5,74

4,32

3,75

4,18

7,22

7,37

CaO

7,36

7,19

6,50

7,99

2,60

2,55

8,83

7,99

8,06

8,05

6,03

6,30

2,52

2,67

9,28

8,29

Na2O

4,07

3,90

3,66

2,96

1,13

5,22

3,11

2,31

2,55

2,35

4,42

4,05

5,28

6,30

2,76

3,09

K2O

0,86

1,39

1,54

0,68

3,59

0,78

1,90

2,85

1,27

1,65

1,61

1,65

0,14

1,74

1,26

1,41

P2O5

0,29

0,70

0,14

0,18

0,81

0,58

0,57

0,60

0,60

0,14

0,18

0,22

0,20

0,43

0,30

0,25

31° 11' 398'' 31° 11' 219''

IG5

IG7b

EA13

EA16

EA19

EA20

EA22

N 65 10° NNW

N 45° 90°

N 65

40 90°

N130

7.56721° 7°41' 38,7'' 7°41' 39,9'' 7°41' 39'' 7°41' 38,9'' 7°41' 38''

31°13' 12,3''

31°13 '12'' 31°13' 9,7'' N 31°13' 10,3''

31°30' 07,7'' 45,73

L.O.I.

1,83

6,21

3,35

3,19

6,68

5,17

2,63

2,86

4,85

3,62

2,91

1,63

2,36

2,64

2,20

3,25

H2O-

0,00

0,00

0,00

0,00

0,00

0,00

0,07

0,08

0,04

0,09

0,00

0,00

0,10

0,11

0,07

0,07

Total

99,51

99,78

99,35

99,88

99,85

100,01

100,28

99,90

100,24

100,72

100,57

100,30

100,80

100,71

100,81

100,72

Sc

38,40

16,40

25,40

34,60

21,10

36,10

33,60

20,40

29,90

29,00

36,90

23,20

26,50

16,90

43,20

23,20

Cr

492,00

464,00

76,00

286,00

262,00

35,00

53,00

27,00

484,00

764,00

86,00

27,00

410,00

45,00

220,00

27,00 30,80

Co

46,30

42,30

37,60

46,10

52,30

27,00

44,10

17,90

45,10

52,70

49,50

30,80

42,80

12,60

59,60

Ni

218,00

177,00

78,00

96,00

182,00

15,00

29,00

22,60

200,00

266,00

34,50

25,50

203,00

22,40

40,70

25,50

v

297,85

135,71

207,99

245,32

203,44

295,77

197,90

203,80

188,90

154,00

324,50

193,20

105,10

189,30

294,40

248,00

Rb

22,60

21,30

45,00

22,80

43,90

13,30

57,40

37,40

41,20

65,70

57,30

58,50

23,70

2,60

50,50

58,50

Sr

342,00

661,00

514,00

261,00

510,00

218,00

506,00

206,00

660,00

222,00

363,00

426,00

700,00

514,00

348,00

426,00

Zr

181,00

405,00

70,00

145,00

371,00

138,00

142,00

469,00

204,00

91,00

114,00

102,00

191,00

149,00

155,00

102,00

Sb

1,01

1,03

2,84

1,35

3,31

2,58

0,97

0,85

1,44

0,73

2,44

0,94

2,48

0,97

0,61

0,94

Cs

0,22

0,93

0,88

0,83

1,88

0,26

0,59

0,23

0,65

0,65

0,43

0,47

0,61

0,26

1,49

0,47

Ba

374,00

808,00

1033,00

241,00

1822,00

313,00

489,00

369,00

2274,00

1046,00

492,00

540,00

1101,00

81,00

401,00

540,00

La

12,18

36,18

10,29

7,64

40,55

12,37

11,55

33,13

88,80

11,96

11,16

14,38

85,10

20,46

8,86

14,38

Ce

30,90

88,20

24,80

22,30

91,00

31,40

30,50

84,70

202,90

26,40

28,00

36,10

196,20

46,40

24,90

36,10

Nd

20,80

36,80

12,40

16,00

35,50

21,60

15,40

37,70

85,30

9,20

15,20

14,80

79,00

19,30

15,20

14,80

Sm

5,74

8,28

3,25

4,77

8,00

6,62

5,18

8,96

18,81

3,09

4,25

4,17

18,90

5,05

5,47

4,17

Eu

1,96

3,14

1,13

1,68

2,87

2,88

1,90

2,34

4,84

1,10

1,48

1,37

4,90

1,56

2,17

1,37

Tb

0,97

0,82

0,43

0,82

0,88

1,03

0,80

1,13

1,39

0,52

0,66

0,55

1,35

0,60

0,99

0,55

Yb

3,64

1,17

1,68

3,11

1,68

3,38

2,92

4,55

2,51

2,31

2,72

2,21

2,41

2,20

4,19

2,21

Y

39,07

21,76

18,56

33,21

26,13

38,31

32,80

33,70

32,30

20,00

24,10

20,40

20,00

43,90

37,20

27,40

Hf

4,75

9,07

1,94

3,85

8,24

3,78

3,56

10,40

4,37

2,47

2,96

3,20

4,56

3,95

4,08

3,20

Ta

0,52

2,76

0,20

0,25

3,91

0,42

0,70

2,70

0,35

0,26

0,30

0,39

0,36

0,64

0,45

0,39

Nb

9,52

32,83

4,54

6,00

47,50

6,07

4,70

4,50

5,50

4,90

3,80

5,10

6,70

30,00

4,70

9,00

Th

1,26

2,88

1,62

0,77

3,67

1,07

0,76

3,25

16,43

4,00

2,10

2,41

14,53

4,36

0,55

2,41

U

0,50

1,46

1,57

0,38

1,58

0,80

0,44

4,10

9,46

2,37

1,57

1,51

8,36

4,10

0,27

1,51

W

1,13

0,56

0,20

0,51

1,21

0,54

2,09

0,39

0,36

0,83

2,30

0,83

6,44

Dy Er

Lu

As

6,75

4,76

28,30

34,80

18,52

7,98

4,74

3,44

14,69

7,39

Mo

48,40

8,88

4,03

7,73

9,83

2,11

0,16

0,98

1,21

0,66

Br

4,25

0,90

1,83

0,37

1,30

4,07

0,69

2,57

2,59

0,76

4,31

3,42

41,10

2,07

12,30

3,42

0,80

1,32

0,62

1,01

0,80

0,98

2,43

2,31

1,31

0,98


102 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

Table 1 (Cont.) – Whole-rock geochemical analyses of the Ediacaran mafic dyke Swarms of Douar Eç-çour (High Atlas, Morocco). Magnesium number (Mg#) calculated as 100 x Mg2+/(Mg2+ + Fe2+), with FeO = 0.9 Fe2Ot3 . Fe2O3t = total Fe expressed as Fe2O3. Loss-on-ignition (L.O.I.) determined by weight loss after igniting sample at 1000 °C. Tabela 1 (Cont.) – Análises de geoquímica de rocha-total dos enxames de diques máficos ediacarianos de Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). Número de magnésio (Mg#) calculado como 100 x Mg2+/(Mg2+ + Fe2+), com FeO = 0.9 Fe2Ot3. Fe2O3t = total Fe expresso como Fe2O3. Perda ao Rubro (L.O.I.) determinada por perda em peso após ignição da amostra a 1000 °C. Sample Au

AN301

AN302

AN303

AN312

AN313

AN314

0,50

0,47

1,11

0,62

0,45

0,81

Ag

65,00

IG2a

IG2b

IG3

IG5

IG7b

26,40 72,00

61,00

EA13

EA16

2,30

1,07

51,00

43,00

EA19

EA20

EA22

98,00

51,00

2,27

Pb

7,56

12,29

6,28

7,36

12,04

6,16

8,30

9,50

17,00

3,90

4,70

2,70

6,10

4,20

1,80

16,60

Zn

250,00

219,00

167,00

100,00

115,00

128,00

145,00

136,00

174,00

152,00

162,00

77,00

192,00

79,00

147,00

77,00

Cu

28,96

30,29

62,82

62,25

32,94

29,87

71,60

70,20

17,60

53,90

65,70

66,60

7,20

94,30

38,10

12,00

Ga

20,32

19,04

16,91

16,75

18,66

18,97

16,90

17,30

17,50

14,00

19,70

20,10

18,10

26,30

19,60

18,70

Mg value

0,54

0,59

0,61

0,63

0,62

0,52

0,70

0,70

0,70

0,73

0,52

0,54

0,58

0,56

0,57

0,61

Th/Ta

2,45

1,04

8,02

3,04

0,94

2,57

1,08

1,20

47,62

15,21

6,98

6,12

40,59

6,84

1,23

6,12

Th/Nb

0,13

0,09

0,36

0,13

0,08

0,18

0,16

0,72

2,99

0,82

0,55

0,47

2,17

0,15

0,12

0,27

Th/Hf

0,27

0,32

0,84

0,20

0,45

0,28

0,21

0,31

3,76

1,62

0,71

0,75

3,19

1,10

0,13

0,75

Th/Tb

1,29

3,50

3,74

0,94

4,19

1,04

0,95

2,87

11,85

7,65

3,17

4,39

10,75

7,24

0,55

4,39

Hf/Ta

9,22

3,29

9,60

15,22

2,11

9,06

5,06

3,85

12,67

9,39

9,83

8,12

12,74

6,20

9,17

8,12

La/Yb

3,35

30,92

6,13

2,46

24,14

3,66

3,96

7,28

35,38

5,18

4,10

6,51

35,31

9,30

2,11

6,51

(La/Yb)N

2,40

22,18

4,39

1,76

17,31

2,63

2,84

5,22

25,38

3,71

2,94

4,67

25,33

6,67

1,52

4,67

Eu/Sm

0,34

0,38

0,35

0,35

0,36

0,44

0,37

0,26

0,26

0,36

0,35

0,33

0,26

0,31

0,40

0,33

K/P

5,58

3,75

20,17

7,01

8,42

2,56

6,34

9,04

4,03

22,42

17,02

14,27

1,33

7,70

7,99

10,73

Ti/Yb

3380,07

8790,77

2671,60

3187,21

9479,06

4520,87

2031,06

1303,45

2496,57

1986,10

3023,77

2430,41

2042,99

5696,73

3284,89

5316,52

Ti/Zr

67,97

25,40

64,12

68,36

42,92

110,73

41,77

12,65

30,72

50,42

72,15

52,66

25,78

84,11

88,80

115,19

Ti/Y

314,89

472,68

241,87

298,51

609,46

398,85

180,81

175,99

194,01

229,40

341,27

263,29

246,18

285,49

369,99

428,81

Nb/Y

0,24

1,51

0,24

0,18

1,82

0,16

0,14

0,13

0,17

0,25

0,16

0,25

0,34

0,68

0,13

0,33

Ce/Yb

8,49

75,38

14,76

7,17

54,17

9,29

10,45

18,62

80,84

11,43

10,29

16,33

81,41

21,09

5,94

16,33

La/Ta

23,65

13,11

50,94

30,20

10,37

29,66

16,41

12,27

257,39

45,48

37,08

36,50

237,71

32,12

19,91

36,50

Th/U

2,52

1,97

1,03

2,03

2,32

1,34

1,73

0,79

1,74

1,69

1,34

1,60

1,74

1,06

2,02

1,60

Hig Ti-CFB

Alkaline

Low Ti-CFB

High Ti-CFB

Alkaline

High Ti-CFB

Low Ti-CFB

Low Ti-CFB

Calcalkaline

Low Ti-CFB

Low Ti-CFB

Low Ti-CFB

Calcalkaline

High Ti-CFB

High Ti-CFB

High Ti-CFB

Affinity

Terre, Laboratoire Pierre Süe”). Irradiation was performed under Cd vials, followed by several measurements made at different intervals from 8 days to 1 month after radiation (Chayla et al., 1973). The reference standard used is GNS (De la Roche & Govindaraju, 1976), and the sample standard used is BEN (Govindaraju, 1980). 4. Results 4.1. Petrography The mafic dykes of Douar Eç-çour show a range in grain size from very fine grained (< 0.1 mm average grain size) to fine and medium grained (approximately 1 mm average grain size). Some dykes are plagioclase-phyric, whilst others are aphyric. In the former, some dykes contain small plagioclase phenocrysts (approximately 1 mm) while others, of more andesitic composition, contain

large (up to 1 cm in length) “feathery” plagioclase crystals. The variability in grain size and phenocryst content is naturally reflected petrographically, but mineralogically the mafic dykes tend to be less varied. They are almost uniformly composed of plagioclase in subophitic relationship with pale-pink titaniferous augite, abundant opaque minerals, accessory apatite, and interstitial secondary chlorite and epidote. Plagioclase is typically lath shaped in both the groundmass and the phenocryst phase. Phenocrysts tend to be totally replaced by fibrous sericite, whilst groundmass plagioclase is less altered. Opaque minerals (probably predominantly ilmenite) occur as euhedral to subhedral, skeletal, lath-shaped and hollow grains which usually show evidence of replacement by pale pinkish brown leucoxene. Pale-green penninitic chlorite is ubiquitous as an interstitial secondary phase which, in some less altered samples, appears to replace blue-green hornblende, which is probably itself a secondary replacement of an origi-


ASSOCIAçãO PORTUGUESA DE GEóLOGOS

Warda El Moume, Nasrrddine Youbi, Andrea Marzoli, Hervé Bertrand, 103 Moha Ikenne, Moulay Ahmed Boumehdi, Richard E. Ernst, Hind El Hachimi, Mohamed Khalil Bensalah, João Mata, José Madeira, Telmo M. Bento dos Santos, Sofia Martins

nally anhydrous, magmatic phase such as orthopyroxene. There is no evidence of pseudomorphed olivine, and therefore the dolerites are probably of tholeiitic affinity. Along with secondary epidote and quartz, the dolerites therefore clearly show evidence of postsolidus greenschist-facies alteration/metamorphism. (Fig. 4A, B).

epidote + chlorite + albite ± actinolite in the igneous rocks (Chevallier et al., 2001; Barakate et al., 2002). Because of the alteration and metamorphism that has affected these rocks, our interpretations of the petrogenesis and tectonic setting are based largely on the least mobile trace elements (Zr, Nb, Y, and Ti) and REEs.

4.2. Whole-rock geochemistry

4.2.2. Classification

4.2.1. Alteration and metamorphism

Most mafic dykes selected for this study are chemically basalts and trachybasalts (hawaites). The samples EA13 and EA 19 plot in the basaltic trachyandesite field while the sample EA 16 falls in the field of dacite, (Table 1; Fig. 5A). Because the dykes of Douar Eç-çour are slightly altered and metamorphosed, they are difficult to classify further. However, on the total alkali-silica (TAS) diagram (Le Bas et al., 1986), the samples straddle the boundary between alkaline and subalkaline basalts (Irvine & Baragar, 1971), mostly falling on the alkalic basalt side, and plot in the fields of basalt and trachybasalts (hawaites) (Fig. 5A). Since the dykes are altered and because the elements Ti, Zr, Nb and Y are less susceptible to

Whole rock chemical compositions are reported in Table 1. Rocks of the Douar Eç-çour are slightly altered and metamorphosed, typical of igneous rocks of this age. Alteration is usually the result of changes due to the interaction of the igneous rocks with supergene processes or hydrothermal fluids. The alteration processes particularly affect the concentrations of SiO2, Fe2O3, Na2O, and K2O. During early hydration, igneous rocks may undergo chemical mobility. This can lead to loss of Na and K. The regional metamorphic grade of the study area of Douar Eç-çour is greenschist facies, as indicated by the presence of secondary quartz +

Figure 4 –Thin section photomicrographs of Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco) showing some of the significant textures. (A) Glomeroporphyritic or glomerophyric texture in which phenocrysts are clustered into aggregates called glomerocrysts or crystal clots. Glomeroporphyritic textures are porpyritic textures that are common and often included plagioclase (Pl), clinopyroxene (Cpx) and amphibole (Amp) in basic rocks. ), Crossed nicols. The abbreviations for names of rock-forming minerals is according to Whitney and Evans, 2010; (B) Doleritic texture with plagioclase (Pl), clinopyroxene (Cpx). Figura 4 – Microfotografias em lâminas delgadas dos diques máficos ediacarianos da PMIC na região de Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos) mostrando algumas das mais importantes texturas. (A) Textura glomeroporfirítica ou glomerofírica na qual os fenocristais estão aglomerados em agregados chamados de glomerocristais ou coágulos de cristais. Texturas glomeroporfiríticas são texturas porfiríticas comuns que costuma incluir plagioclase (Pl), clinopiroxena (Cpx) e anfíbola (Amp) em rochas básicas. Nicóis cruzados. As abreviaturas para os minerais estão de acordo com Whitney & Evans, 2010; (B) Textura dolerítica com plagioclase (Pl) e clinopiroxena (Cpx).


104 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

Figure 5 – (A) Total alkali vs. silica (TAS) diagram for the chemical classification and nomenclature of the studied rocks (after Le Bas et al., 1986). Subalkaline vs. alkaline series boundary (dotted lines) is from Irvine and Baragar (1971). Rocks plotting into the field trachybasalt are named hawaiite according to Le Bas et al. (1986); (B) Silica vs. Nb/ Y ratio diagram for the chemical classification and nomenclature of the studied rocks (after Winchester and Floyd 1976). Symbols: open circle, NNE trending dykes; filled circle, NE trending dykes; filled triangle, ENE trending dykes, filled square, ESE trending dykes. Figura 5 – (A) Diagrama Total Álcalis vs. Sílica (TAS) para a classificação química e nomenclatura das rochas estudadas (a partir de Le Bas et al., 1986). O limite entre a série sub-alcalina vs. alcalina é de Irvine & Baragar (1971). As rochas que se projectam no campo traquibasalto são denominados de hawaiito de acordo com Le Bas et al. (1986); (B) Diagrama Sílica vs. Nb/ Y para a classificação química e nomenclatura das rochas em estudo (a partir de Winchester and Floyd 1976). Símbolos: círculo aberto, diques com orientação NNE; círculo preenchido, diques com orientação NE; triângulos preenchidos, diques com orientação ENE; quadrados preenchidos, diques com orientação ESE.

change during alteration/metamorphism (as are Na2O and K2O), a SiO2-Nb/Y diagram (Winchester & Floyd, 1976) may be more reliable to distinguish rock types than alkali-based schemes. The Nb/Y ratio is considered a good indicator of chemical affinity (Pearce & Cann, 1973; Winchester & Floyd, 1976), being less affected by alteration and metamorphism than the alkalic elements on the basis of which volcanic rocks are typically classified (van Wagoner et al., 2002). On such a diagram (Fig. 5B), the Douar Eç-çour mafic dyke swarm clearly plots in basaltic fields with the exception of samples EA 19 (Andesite), EA13 (on the boundary andesite-trachyandesite) and EA16 (dacite). Furthermore, the majority of the studied dykes plot within the subalkaline basalt field. Two samples (AN302 and AN313) fall in the alkaline basalt field. 4.2.3. Chemical variations The Douar Eç-çour mafic dykes show a range of compositions from fairly primitive (Mg # = 73, Ni

= 266 ppm, Cr = 764 ppm, Co = 53 ppm) to highly fractionated (Mg# = 52, Ni, Cr and Co < 35 ppm) (Table 1, Fig. 6). Some samples (IG5, IG3, AN301 and EA 16) appear to represent a primary mantlederived magma; the others are fractionated, so it is important in later discussion of mantle sources to choose element ratios not affected by crystal fractionation processes. The Douar Eç-çour mafic dyke swarm consistently plots as within-plate basalts in tectonic discriminant diagrams. On Zr/Y vs Zr (Pearce & Norry, 1979) and TiO2-MnO-P2O5 (Mullen, 1983) diagrams, most samples fall in the within-plate tectonic field, which includes continental flood basalts, continental-rift basalts, and oceanic island basalts (Fig. 7A, B). It is interesting to note that on the TiO2-MnO-P2O5 diagram, our samples plot in all fields, indicating that there is more than one geochemical affinity. This diagram confirms the alkaline affinity for samples AN302 and AN313 revealed by their high Nb/Y ratio. Although continental basaltic fields are not part of the Ti-Mn-P diagram, within-plate continental basalts do plot in OIA (Ocean Island


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Figure 6 – (A, B) MgO vs Co and MgO vs Ni diagrams for the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). Range expected for magmas in equilibrium with their mantle source: Ni = 200-500ppm, Co = 50-70 ppm (Allègre et al., 1977; after Merle et al., 2014. Symbols as in Fig. 5. Figura 6 – (A, B) Diagramas MgO vs Co and MgO vs Ni para os diques máficaos ediacarianos da PMIC na região de Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). variação esperada para magmas em equilíbrio com a sua fonte mantélica: Ni = 200-500 ppm, Co = 50-70 ppm (Allègre et al., 1977; a partir de Merle et al., 2014. Símbolos como na Fig. 5.

Figure 7 – Tectonic discriminant diagrams for the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). (A) Zr/Y vs. Zr (Pearce and Norry, 1979) and (B) MnO-TiO2-P2O5 (Mullen, 1983). Symbols as in Fig. 5. Figura 7 – Diagramas tectónicos discriminantes para os diques máficaos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). (A) Zr/Y vs. Zr (Pearce & Norry, 1979) e (B) MnO-TiO2-P2O5 (Mullen, 1983). Símbolos como na Fig. 5.

Alkalic), OIT (Ocean Island Tholeiite) and MORB (Mid-Ocean Ridge) Basalts fields (Mullen, 1983; Coish & Sinton, 1991). As an example, continental rift basalts from the Main Ethiopian Rift plot in the OIT and OIA fields (Hart et al. 1989). Several authors (e.g., Joron & Treuil; 1977; Wood, 1980; Pearce, 1982; Cabanis et al., 1988; Joron & Treuil; 1989) have shown that there is a systematic difference in the value of the Th/Ta ratio between orogenic and anorogenic basalts. This ratio is approximately constant and close to 1 in basalts of ocean basins. It is variable and always high (between 5 and 30) in oceanic and continental arcs. These high values of the Th/Ta ratio appear from the most

primary terms of the arc basalts and are therefore independent of post-partial melting differentiation processes. Thus, the high value of the Th/Ta ratio is attributed to a process of fractionation between Ta and Th in the sources of the orogenic magmas. However, other studies (e.g. Cabanis, 1988) have shown that the composition of many basalts does not follow the distinction originally adopted by Joron & Treuil (1977) between anorogenic (Th/Ta near 1) and orogenic (Th/Ta> 5) basalts. These basalts, which have intermediate Th/Ta ratios (from 2 to 5), are linked to two types of geological contexts: intracontinental domain (Bertrand et al., 1982, Beziat, 1983, Thompson et al., 1983) and the basin zones


106 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

in the island arc domain (Wood et al., 1981). On Th/Ta vs Ta/Hf diagrams (Joron & Treuil, 1989; Hagemann et al., 2000; Fig. 8), the samples of Douar Eç-çour mafic dyke swarm show variable Th/Ta ratio (1.04-40.59) and at least three geochemical groups can be distinguished (Fig. 8). The first group (samples EA16 and IG3) has the highest values of the Th/Ta ratio (40.59-47.62) that are typical subduction-related basalts of orogenic domains (island arc and active continental margin). The second group (samples AN312; AN314; AN302; AN313, AN303; EA19; EA20; EA22; IG2a, IG2b, IG 5 and IG7) display values of Th/Ta ratio ranging from 1.04 to 15.20. These values indicate both anorogenic (Th/Ta near 1) and orogenic (Th/Ta> 5) contexts and may belong to the continental tholeiites (Continental Flood Basalts). The third group (samples AN302 and AN313) shows values of Th/Ta ratio varying between 0.94 and 1.04 typical of basalts of anorogenic domain (Th/Ta near 1). They plot in the OIB and E-MORB fields. When normalized to the Chondrite (Nakamura, 1974), the two samples (EA16 and IG3) of the calcalkaline group (CAL Group) show an important enrichment on Light Rare Earth Elements (LREE) in relation to Heavy Rare Earth Elements (HREE) (La/Yb = 35.31-35.38; La/YbN = 25.31-25.38, where N stands for chondrite normalized values

Figure 8 – Th/Ta vs Hf/Ta diagram for the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). After Joron and Treuil, 1989; see also Hagemann et al., (2000). Symbols as in Fig. 5. Figura 8 – Diagrama Th/Ta vs Hf/Ta para os diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). A partir de Joron & Treuil, 1989; ver também Hagemann et al., (2000). Símbolos como na Fig. 5.

according to Nakamura (1974) (Fig. 9A). This signature is common in alkaline and calc-alkaline basalts (Wilson, 1989). The small variation of the Eu/Sm ratio (0.257 – 0.259) can be attributed to variations in the plagioclase contents, suggesting glomeroporphyritic accumulations. When normalized to the Primitive Mantle (PM; Sun & McDonough, 1989), samples EA16 and IG3 show higher values of LILE (Fig. 9B), which suggests some remobilization of low ionic potential elements by aqueous fluids. They also display alsomarked anomalies in Nb-Ta, P, Zr and Ti. The Nb-Ta anomaly is systematically observed in (i) the basic lavas and plutons related to the calc-alkaline and tholeiitic suites of the subduction zones of continental margins or island arcs (basalts of the orogenic suites), and (ii) in the lavas and plutons of the anorogenic and intermediate domains in extension: continental rifts, continental tholeiitic provinces or back-arc basins. This anomaly is highly developed in the former and, thus, creates a deep “valley” between the contiguous elements (U and K) (Dupuy et al., 1982, Gibson et al., 1990, 1992, Condie, 1997) (Hooper & Hawkesworth, 1990, Lightfoot et al., 1990). Conversely, it is absent or positive in the basalts of the Mid Ocean Ridge Basalts (MORB, type E or N) and the Oceanic Islands Basalts (OIB) (Sun & McDonough, 1989; Weaver, 1991). In the analyzed samples, the Nb-Ta anomalies appear to be well expressed (Th/Ta = 40.59-47.62, and Th/Nb = 2.99-2.17). This peculiarity testifies to the orogenic character of these basalts, whereas the fractionation of LREE with respect to the HREE emphasized on the spectra by the slope of the line between La and Yb and enrichment in LILE favored a calc-alkaline geochemical affinity. The negative anomalies in Ti, Zr and P are commonly observed in differentiated magmatic rocks. They reflect the fractionation of titanium phases (oxides, titanite and/or rutile), apatite, and garnet in the parent magma and/or source region (Pearce, 1982, 1983; Thiéblemont et al., 1994) or crustal contamination since the Lower and Upper Continental Crust (LCC and UCC) profiles also show such anomalies (Taylor & MacLennan, 1985; Arndt & Christensen, 1992; Arndt et al., 1993). When normalized to the Chondrite (Nakamura, 1974) and the Primitive Mantle (PM) (Sun & McDonough, 1989), mafic rocks of the Tholeiitic Group (CFB Group) have transitional composition from tholeiitic to calc-alkaline (Fig. 10A, B), trace elements patterns rich in large-ion lithophile


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Figure 9 – (A) Masuda-Coryell type rare earth diagram (Masuda and others, 1973) of REE data for the calc-alkaline Group (CA Group) of the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). C1 chondrite normalizing values are from Sun and McDonough (1989) and the values of OIB (Ocean Island Basalt), N MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) are from the same authors while the values of the Lower Continental Crust (LCC), and Upper Continental Crust (UCC) are from Rudnick and Gao (2003), and (B) Primitive mantle-normalized trace element ‘spidergram’ for the calc-alkaline Group (CA Group) of the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). Primitive mantle normalizing values are from Sun and McDonough (1989) and the values of OIB (Ocean Island Basalt), N MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) are from the same authors while the values of the Lower Continental Crust (LCC), and Upper Continental Crust (UCC) are from Rudnick and Gao (2003). Figura 9 – (A) Diagrama Masuda-Coryell de Terras Raras (Masuda et al., 1973) para o grupo calco-alcalino (CA Group) dos diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). Os valores de normalização condrítica são de Sun & McDonough (1989) e os valores para OIB (Ocean Island Basalt), N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) são dos mesmos autores, enquanto os valores para a crosta continental inferior (LCC) e a crosta continental superior (UCC) são de Rudnick & Gao (2003); (B) Spidergram multi-elementar com normalização ao manto primitivo para o grupo calco-alcalino (CA Group) dos diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). Os dados para normalização ao manto primitivo são de Sun & McDonough (1989) e os valores de OIB (Ocean Island Basalt), N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) são dos mesmos autores, enquanto os valores para a crosta continental inferior (LCC) e a crosta continental superior (UCC) são de Rudnick & Gao (2003).

element (LILE) with negative anomalies of Nb, P and Ti, slight to important enrichment in LREE and horizontal pattern of HREE. Two geochemical subgroups can be distinguished in the CFB Group on the basis of the diagram TiO2 vs FeO/MgO and Ti/Zr versus Ti/Y (Fig. 11A, B): the Low Ti Continental Flood Basalts (samples IG5, IG2a, IG2b, IG7b, EA13, AN303) and the High Ti-CFB (EA20, EA19, AN301, EA22 and AN312). The general geochemical characteristics of the alkaline group (ALK Group) for all incompatible elements (including high field strength elements, HFSE, and large ion lithophile elements, LILE) and REE are summarized in Fig. 12. These patterns show the moderate enrichment in incompatible elements and the presence of very small Nb negative anomalies, not accompanied by negative anomalies

for Ti and P. The spectra show also an important enrichment of LREE in relation to HREE (La/YbN = 24.14–30.22; La/YbN = 17.31-22.18, where N stands for chondrite-normalized values according to Nakamura, 1974). 5. Discussion 5.1. Petrogenesis The Douar Eç-çour mafic dykes clearly formed in a within-plate continental environment. There has been considerable discussion about the relative role of asthenosphere, lithospheric mantle, and crust in the generation of continental basalts (e.g. Wilson, 1989; Coish & Sinton, 1992; Wilson, 1993; Dorais et al., 2005, 2017; Deckart et al., 2005). In particular, most controversy has arisen on how con-


108 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

Figure 10 – (A) Masuda-Coryell type rare earth diagram (Masuda and others, 1973) of REE data for the tholeiitic Continental Flood Basalt Group (CFB Group) of the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). C1 chondrite normalizing values are from Sun and McDonough (1989) and the values of OIB (Ocean Island Basalt), N MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt) are from the same authors while the values of the Lower Continental Crust (LCC), and Upper Continental Crust (UCC) are from Rudnick and Gao (2003), and (B) Primitive mantle-normalized trace element ‘spidergram’ for the tholeiitic Continental Flood Basalt Group (CFB Group) of the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). Primitive mantle normalizing values are from Sun and McDonough (1989) and the values of OIB (Ocean Island Basalt), N MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt) are from the same authors while the values of the Lower Continental Crust (LCC), and Upper Continental Crust (UCC) are from Rudnick and Gao (2003). Figura 10 – (A) Diagrama Masuda-Coryell de Terras Raras (Masuda et al., 1973) para o grupo Continental Flood Basalt toleíticos (CFB Group) dos diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). Os valores de normalização condrítica são de Sun & McDonough (1989) e os valores para OIB (Ocean Island Basalt), N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) são dos mesmos autores, enquanto os valores para a crosta continental inferior (LCC) e a crosta continental superior (UCC) são de Rudnick & Gao (2003); (B) Spidergram multi-elementar com normalização ao manto primitivo para o grupo Continental Flood Basalt toleíticos (CFB Group) dos diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). Os dados para normalização ao manto primitivo são de Sun & McDonough (1989) e os valores de OIB (Ocean Island Basalt), N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) são dos mesmos autores, enquanto os valores para a crosta continental inferior (LCC) e a crosta continental superior (UCC) são de Rudnick & Gao (2003).

tinental basalts acquire their high concentrations of incompatible elements. Are they asthenosphere (depleted or enriched) melts subsequently contaminated by continental crust? Are they formed simply by relatively small degrees of melting of asthenospheric mantle? Does the lithospheric mantle play a role in their genesis, either as source for basaltic magmas, or as a contaminant of asthenospheric melts as they pass upwards? For the studied rocks, these questions will be addressed below. 5.1.1. Crustal contamination The comparison of the Douar Eç-çour mafic dykes with the mean composition of different portions of continental crust, enables us to assess the importance of crustal contamination. The

compositions of the lower and upper continental crust are significantly different (e.g. Rudnick & Gao, 2003). However, they share some common characteristics, such as negative anomalies of Ti, Nb and Ta, which reflect the fact that continental crust mainly forms at the expense of magmatic extraction at supra-subduction zone settings. The K/P ratio is indicative of the amount of crustal contamination of basalts with uncontaminated basalts having ratios lower than 7 (Leeman & Hawkesworth, 1986; Brueseke & Hart, 2009). Likewise, the Ti/Yb ratio also be used to infer the presence of crustal contamination. Crustal rocks have low Ti/Yb values, hence assimilation of continental material will lower the basalt Ti/Yb ratios. values in the thousands indicate the lack of contamination.


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Figure 11 – (A) TiO2 as a function of the FeO/MgO ratio for the tholeiitic Continental Flood Basalt Group (CFB Group) of the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). FeO/MgO ratio is used as the index of differentiation; FC=Fractional Crystallization. CFB fields for comparison from Albarède (1992). After Vérati et al., 2005 (B) Ti/Y vs. Ti/Zr: low-Ti magma types arc distinguished from high-Ti magma types by low Ti/Y (<310) in the Parana-Etendeka Province. After Peate (1997). Figura 11 – (A) TiO2 vs. a razão FeO/MgO para o grupo de Continental Flood Basalt Group toleíticos (CFB Group) dos diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). A razão FeO/MgO é usada como um índice de diferenciação; FC= Cristalização fracionada. Os campos CFB de comparação por Albarède (1992). A partir de vérati et al., 2005 (B) Ti/Y vs. Ti/Zr: Os magmas com baixo-Ti s~so distinguidos dos de alto-Ti pela baixa razão Ti/Y (<310) na Província Parana-Etendeka. A partir de Peate (1997).

Excluding sample EA 16, corresponding to a differentiated rock (i.e. dacite), the calc-alkaline Group (CAL Group) has K/P and Ti/Yb ratios of 1.31-4.02 and 2042-2496, respectively, suggesting little to no contamination of the basaltic magmas. The tholeiitic Group (CFB Group) has K/P and Ti/Yb ratios varying from 2.55 to 22.42 and 1303 to 5696, respectively, suggesting both little to no contamination of the basaltic magmas (K/P < 7) and contamination. The alkaline Group (ALK Group) has K/P ratios between 3.75 to 8.42 with an average of 6.08. These ratios lower than 7 in average indicate that the magmas of this Group are uncontaminated basalts. The alkaline Group (ALK Group) has Ti/Yb ranging from 8791 to 9479 with an average of 9135, also suggesting little to no contamination of the basaltic magmas. 5.1.2. Source characteristics A question always emerging from the study of continental basalts is whether magma sources were

located in the sub-continental lithospheric mantle (SCLM) or in the asthenosphere. The composition of the sub-lithospheric mantle, away from the influence of recent subduction zones, is relatively well constrained by the study of oceanic basalts. Its elemental and isotopic variability has been explained in terms of the existence of several mantle components (DMM, HIMU, EM1, EM2, FOZO) which are thought to represent mantle depleted by the extraction of continental crust (DMM) or ‘‘enriched’’ by ancient recycled materials (HIMU, EM1, EM2) (e.g. Hofmann, 2003 & references therein). FOZO has been explained either as relatively primitive mantle material (Hart et al., 1992) or as resulting from the mixture within the mantle of the above mentioned recycled materials (Stracke et al., 2005). SCLM domains can be very old (>1 Ga) and highly heterogeneous given that their rigidity does not allow the existence of convective motion capable of inducing chemical homogenization. All of these facts make the exercise of assigning a given magma composition to a lithospheric or an astenospheric source, highly difficult in particular in the absence of isotope data.


110 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

The Ce/Yb ratio of basaltic rocks gives a measure of the depth of melting: high Ce/Yb values are an indication of garnet in the source residue because garnet has low partition coefficients for Ce but high Yb coefficients (McKenzie & O’Nions, 1991; Johnson, 1994; Gaetani et al., & others, 2003). Hence, partial melts of garnet peridotite will have Ce/Yb > 20 (Ellam, 1992). In contrast, during partial melting of spinel peridotites, no residual phase sequesters the HREE, therefore, the partial melts have lower Ce/Yb ratios. The La/Ta ratio distinguishes between asthenospheric and lithospheric magma sources in rift environments (Fitton et al., 1988; Leat et al., 1988; Thompson & Morrison, 1988). Leat et al. (1988) interpret rocks with La/Ta values of less than 22 as partial melts of asthenospheric sources that have undergone little to no contamination from the mantle lithosphere or the

continental crust. Thompson & Morrison (1988) proposed that La/Ta values between 22 and 30 indicate no crustal contamination, but some mantle lithospheric contamination is possible. values greater than 30 indicate significant amounts of mantle lithospheric and/or crustal contamination. We have used these values to devise Fig. 13 that plots Ce/Yb vs. La/Ta for the Douar Eç-çour mafic dykes. The calc-alkaline Group (CAL Group) (not shown in Fig. 13) displays the highest Ce/Yb (63-64) and La/Ta (241-520) ratios of the 3 Groups. The high Ce/Yb ratio is indicative of a garnet peridotite source while the La/Ta ratio greater than 30 indicates significant amount of mantle lithospheric and/or crustal contamination. The tholeiitic Group (CFB Group) plots at low Ce/Yb (<20, except sample EA19 with 21.09), indicative of a spinel peridotite source. Their La/Ta

Figure 12 – (A) Masuda-Coryell type rare earth diagram (Masuda and others, 1973) of REE data for the alkaline Group (ALK Group) of the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). C1 chondrite normalizing values are from Sun and McDonough (1989) and the values of OIB (Ocean Island Basalt), N MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt) are from the same authors while the values of the Lower Continental Crust (LCC), and Upper Continental Crust (UCC) are from Rudnick and Gao (2003), and (B) Primitive mantle-normalized trace element ‘spidergram’ for the alkaline Group (ALK Group) of the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). Primitive mantle normalizing values are from Sun and McDonough (1989) and the values of OIB (Ocean Island Basalt), N MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt) are from the same authors while the values of the Lower Continental Crust (LCC), and Upper Continental Crust (UCC) are from Rudnick and Gao (2003). Figura 12 – (A) Diagrama Masuda-Coryell de Terras Raras (Masuda et al., 1973) para o Grupo alcalino (ALK Group) dos diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). Os valores de normalização condrítica são de Sun & McDonough (1989) e os valores para OIB (Ocean Island Basalt), N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) são dos mesmos autores, enquanto os valores para a crosta continental inferior (LCC) e a crosta continental superior (UCC) são de Rudnick & Gao (2003); (B) Spidergram multi-elementar com normalização ao manto primitivo para o Grupo alcalino (ALK Group) dos diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). Os dados para normalização ao manto primitivo são de Sun & McDonough (1989) e os valores de OIB (Ocean Island Basalt), N-MORB (Normal Mid-Ocean Ridge Basalt), E-MORB (Enriched Mid-Ocean Ridge Basalt) são dos mesmos autores, enquanto os valores para a crosta continental inferior (LCC) e a crosta continental superior (UCC) são de Rudnick & Gao (2003).


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5.1.3. Source characteristics

Figure 13 – Ce/Yb versus La/Ta diagram (using values from Fitton et al., 1988; Leat et al., 1988; Thompson and Morrison, 1988; and Ellam, 1992) for the three geochemical groups of the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). After Dorais et al., (2017). Figura 13 – Diagrama Ce/Yb vs. La/Ta (usando valores de Fitton et al., 1988; Leat et al., 1988; Thompson & Morrison, 1988; Ellam, 1992) para os três grupos geoquímicos dos diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). A partir de Dorais et al., (2017).

ratios vary between 12 and 51 . Most of samples of the low Low-Ti CFB subgroup display a La/Ta ratio lower than 22, indicating that the source was the asthenospheric mantle and that the magmas did not experience crustal or lithospheric mantle contamination while the majority of High Ti CFB subgroup show a La/Ta ratio higher than 22 that indicates a contribution of significant amounts of lithospheric mantle and/or crustal contamination. The alkaline Group (ALK Group) falls at high Ce/Yb (54.16-75.38) values, indicative of a garnet peridotite source. Their La/Ta ratios are all lower than 22, indicating that the source was the asthenospheric mantle and that the magmas did not experience crustal or lithospheric mantle contamination. Given that the asthenosphere is generally greater than ~100 km deep in orogenic belts, and that spinel peridotite stability field ranges between 80 and 20 km depth in the lithospheric mantle (Condie, 2011), it is likely that the ALK Group magmas represent partial melts from asthenospheric upwelling. Plume sources dominated by HIMU or EM type components are expected to have also La/Ta clearly below the lithospheric values (e.g.: Stracke et al., 2003).

The diagrams Th vs. Sc, Ni, Cr or Co, where Th is taken as an index of differentiation, allow to highlight processes of fractional crystallization and partial melting provided that the number of samples analyzed is significant (Joron & Treuil, 1977; Joron & Treuil, 1989; Pearce et al., 1982; Cabanis et al., 1988; Hagemann et al., 2000). The large variations in Th contents, coupled with small variations in Sc, Ni, Cr or Co, indicate partial melting processes, whereas the reverse involves fractional crystallization processes. The significant number of the analysed samples in the CFB Group indicate that the variations of Th and Sc, Ni, Cr or Co are mainly controlled by fractional crystallization processes (Fig. 14A, B, C, D). 5.2. Comparison with other Ediacaran dyke swarms of the Anti-Atlas Late Ediacaran dykes are widespread in some areas of the High and Anti-Atlas to the extent that the designation of mafic dyke swarms is largely justified. They crop out in four main areas: (i) the Ouzellarh-Siroua Salient; (ii) the Jebel Saghro massif; (iii) the Ougnat inlier and (iv) the Kerdous and Bas Draa inliers. In the Ouzellarh-Siroua Salient, a conspicuous swarm of mafic (dolerite/gabbro) and felsic (aplite, granite and rhyolite) dykes crosscut the Precambrian basement of the Ouzellarh promontory and the Siroua massif which is mainly composed by the Ediacaran plutons of the Assarag suite (plutons of Askaoun and Tamtattarn), the Amassine suite (Imourkhssen pluton) and the Ougougane suite. The Ida Ou Illoun granite is dated at 614 ± 10 Ma with an inherited component at 660 ± 10 Ma (U/Pb on zircon by SHRIMP method, Thomas et al., 2003). The younger age obtained from the cores is interpreted as the age of crystallization and emplacement of the granite, whereas the older age is thought to represent the timing of ophiolite obduction and arc accretion to the northern edge of the WAC in association with the regional metamorphism and the main orogenic event in the AntiAtlas belt. The Imourkhsane granite is dated at 562 ± 5 Ma (U-Pb on zircon, SHRIMP method, Thomas et al., 2003) and at 561 ± 3Ma (U-Pb on zircon by LA-ICP-MS method, (Toummite et al., 2012,). The Askaoun granodiorite is dated at 575 ±


112 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

Figure 14 – (A, B, C, and D) Sc, Ni, Cr and Co vs. Th diagrams for the three geochemical groups of the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). After Joron and Treuil, (1977). See also Hagemann et al., (2000). Figura 14 – (A, B, C, e D) Diagramas Sc, Ni, Cr e Co vs. Th para os três grupos geoquímicos dos diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Morocco). A partir de Joron & Treuil, (1977). ver também Hagemann et al., 2000.

8 Ma (U/Pb on zircon by SHRIMP method, Thomas et al., 2003) and at 558 ± 3 Ma (U-Pb on zircon by LA-ICP-MS method, Toummite et al., 2012). The dykes also transect the basal part of the Ediacaran volcanic successions of the Ouarzazate Supergroup, but are never observed to cut the sedimentary series of Taroudant and Tata Groups. The swarms with a width of 10 km and a length of 50 km were called Assarag-Douar Eç-çour or Zaghar dyke swarms (Barakate et al., 2009; Youbi et al., 2011; Toummite et al., 2012; Belkacim et al., 2017). The mafic dykes of Ouzellarh-Siroua Salient show different trends and variable widths up to 10 m (Touil et al., 1999; Thomas et al., 2003; Belkacim et al., 2017; Pouclet et al., 2007). Their extension ranges from a few metres to several kilometres, and they are usually subvertical. The dominant dyke trends are N-S and E-W, but NE and NNW trends

also occur. The dykes are usually not deformed by the main Pan-African tectonic events. These dykes, generally thought to be Late Ediacaran in age (the so called PIII of Choubert et al., 1963), have been mapped and described in detail (1/100,000-scale sheet map of Taliwine; Choubert et al., 1990). Additionally, they are shown in recent mapping in the Central Anti-Atlas within the framework of the Moroccan National Project of Geological Mapping (1/50,000-scale sheet maps of Siroua Window; Thomas et al., 2003 and references therein). Thomas et al. (2003) consider these dykes as comtemporoneous with the volcanic successions of the Ouarzazate Group while Touil (1999) considers that these mafic dykes were emplaced before the Ouarzazate Group (end of Neoproterozoic) and would be an expression of a late event of the Pan-African Orogeny. The mafic dykes are enriched in incompatible


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elements and resemble rift-related continental tholeiites and alkaline basalts. Their strongly positive εNd-560Ma (+5 to +6) and young NdTDM model ages (640-750 Ma) indicate that they represent lithospheric mantle partial melts (Toummite, 2012; Belkacim et al., 2017). More samples are needed for a proper characterization of their source (Touil, 1999; Touil et al, 1999; Pouclet et al., 2007; Toummite, 2012; Belkacim et al., 2017). Belkacim et al. (2017) distinguished two magmatic series: (i) an older high-K calc-alkaline andesite and basalt; and (ii) younger alkaline dolerite dykes. Furthermore, the volcanic rocks and dolerite dyke swarm of the Tifnoute valley have positive εNd570 (+1.7 to +5.0), low Sri (<0.7063), and Nd TDM model ages ranging from 0.80 to 1.14 Ga, indicating a mostly depleted Neoproterozoic source with limited involvement of the Eburnean lithosphere for the Tifnoute magmas. In the Jebel Saghro Massif, Late Ediacaran intrusives range in composition from dolerite/gabbro to granite and rhyolite (e.g., Walsh et al., 2012). The main bodies generally occur in the eastern part of the area, centred about the Bouskour Town, and in the western part of Jebel Saghro massif (e.g., Walsh et al., 2012). Two rhyolite dyke swarms extend northward from the Bouskour to the Sidi Flash sheet (The so- called Bouskour-Sidi Flah and Timijt rhyolitic dyke swarms, Walsh et al., 2012). The majority of these intrusive rocks cut or crystallized synchronously with the volcanic successions in the lower Ouarzazate Supergroup, and crop out to a limited extent in the upper Ouarzazate Supergroup, suggesting that most of the shallow level intrusive activity in the region pre-dates the unconformity between the upper and lower parts of the Supergroup. They display subduction-related (mainly calc-alkaline) and Continental Flood Basalts geochemical characteristics (Bajja, 1989; Walsh et al., 2012). The Bouskour-Sidi Flah and Timijt rhyolitic dyke swarms are dated at around 563 Ma (and the gabbro of Tagmout at 556 ± 5 Ma (Walsh et al., 2012). In the Ougnat inlier, a dyke swarm of mafic and felsic compositions was intruded in the lower Tamerzaga-Timrachine Formation of the Ouarzazate Group with two main trends, N-S (NS and NNW-SSE). The basalt/andesite dyke swarms are not observed in the Tamerzaga-Timrachine Formation upper ignimbrite and overlying formations. Lécolle et al. (2005) have observed, contrary to Abia et al. (2005), a great diversity of dykes: i.e. gabbros,

micro-gabbros, micro-diorites, varied dolerites and basalts which display more than two orientations. Also, most dykes cut the lower ignimbrite rocks and are unaffected by the alteration related to the mineralizing events. Therefore, some dyke swarms are evidently post-Tamerzaga-Timrachine Formation. Rhyolite dykes show a N-S to N20°E orientation. Late rhyolitic intrusions form ovoid domes and dykes oriented N160°E to N-S. The mafic and felsic dyke swarms of Ougnat show of subduction-related (mainly calc-alkaline) and continental tholeiites geochemical characteristics and yielded U-Pb age (on zircon and apatite) ranging from 597 ± 27 Ma to 577 ± 9 Ma (Warda El Moume, unpublished data). In Agadir Melloul inlier, the Ahmamad Formation (equivalent of Mimount Formation) of the Taghdout Group consists of quartzites, with sandstones and locally carbonates. It is observed at the top of the stratigraphic pile in the Jbel Iguiguil. The SW-NE striking strip of Ahmamad Formation outlines the NW border of the Jbel Iguiguil. The sediments dip strongly to the SE, and are locally vertical or overturned. Moreover, this zone is characterized by an abundance of doleritic dyke and sills, tectonic breccias and sometimes true magmatic breccias. Outside of this tectonic zone, doleritic dykes and sills are numerous, and cross cut Eburnean granites and quartzites of the Taghdout Group (Blein et al., 2014). Kouyaté et al. (2013) produced U-Pb ages for dolerite dykes and sills in the Paleoproterozoic basement from Agadir Melloul inlier (1654 ± 16 Ma), and Iguerda Tayfast inlier (885 ± 13 Ma). Blein et al. (2014) obtained an U-Pb age of 570 Ma for a dolerite sill intruding the quartzites of Jbel Iguiguil. In the Bas Draa inlier, at least three generations of Precambrian mafic dykes can be distinguished on the basis of geological data and recent U-Pb geochronology (see El Bahat et al., 2013, 2017, 2018 for more details). The younger generation is post-575 Ma (age of Taourgha granite which is intruded by some dykes) and pre-542 Ma since the dykes are never observed to cut the Ediacaran volcanic successions of the Ouarzazate Group, nor the sedimentary series of Taroudant and Tata Groups (dating from the Precambrian-Cambrian boundary in the Anti-Atlas). They are systematically unaffected by the Pan-African tectonic events. The dominant dyke trend is NE-SW. Two amphiboles from one dyke yielded consistent 40 Ar-39Ar ages of 611.6 ± 1.3. The plateau ages derived from the analysed amphibole phenocryst cores record


114 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

a magmatic ‘cooling age’ of 612 ± 1.3 Ma that coincides with the emplacement of the dyke (El Bahat et al., 2017). The further significance of such an emplacement age becomes evident when compared to other igneous rocks in the region. It is much older than the 565 ± 6 Ma U-Pb (zircon) age for the Bas-Draa ignimbrites (Karaoui et al., 2015) that are locally preserved in the Upper Ouarzazate Supergroup, as well as the main alkaline Jbel Boho-Aghbar volcanic event at ~530 Ma in Bou Azzer El Graara inlier. Throughout the Anti-Atlas belt, the only coeval igneous rocks are: (i) the 614 ± 10 Ma Mzil granite (Thomas et al., 2002), and the slightly younger volcanic and clastic sedimentary rocks of the Bou Salda Formation, including the associated Tadmant and Tamriwine rhyolites that intruded ~ 605 Ma. The 612 ± 1.3 Ma Bas-Draa dyke could, in this context, represent an initial mafic precursor phase to the felsic magmatism that accompanied post-orogenic extension. On the Th-Nb-Y diagram of Cabanis & Lécolle (1989) (Fig. 15A), we have reported all the geochemical data of the Ediacaran dykes of the Anti-Atlas and the High Atlas. We can distinguish at least three geochemical groups: (i) the “Alkaline” Group is confined to the Douar Eç-çour sector, the Imiter subinlier of the Saghro Group (Otmane et al., 2017),

and Bas Dra inlier (El Bahat et al., 2013, 2017, 2018). In fact, the “Alkaline” Group also plots in the field of continental tholeiites close to the UCC and in the alkaline domain, likely indicating mixing between an OIB or E-MORB source and an upper crustal component. (ii) The “Calk-Alkaline” Group is found almost everywhere, while (iii) the Tholeiitic Group is located only in Siroua, Tifnoute valley and Douar Eç-çour areas. It is important to note that most samples of this last group plot on a mixing line between and E-MORB source and subduction component. This trend is very similar to the trend drawn by the basalts and basaltic andesites of the Continental Flood Basalts of the second eruptive cycle of the Taghdout (Youbi, 1998; Youbi et al., 2019). 5.3. Relationship between of Ediacaran Dyke Swarms and the volcanic successions of the Ouarzazate Group: the record of the Central Iapetus Magmatic Province (CIMP) on the edge of the West African craton The 620-520 Ma-old Central Iapetus Magmatic Province (CIMP) was emplaced in multiple pulses (likely representing multiple separate LIPs) during

Figure 15 – (A) La-Nb-Y diagram of Cabanis and Lécolle (1989) of the Ediacaran Dyke Swarms of the Anti-Atlas and the High Atlas; (B) Idem for the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco). In both figures, we have reported the basalts and basaltic andesite of the first calk-alkaline and the second Continental Flood Basalts eruptive cycle of the Taghdout in the Siroua Inlier. Explanations in the text. Figura 15 – (A) Diagrama La-Nb-Y de Cabanis & Lécolle (1989) para os enxames de diques ediacarianos do Anti-Atlas e Alto Atlas; (B) Idem para os diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos). Em ambas as figuras, apresentam-se os basaltos e os andesitos basálticos dos primeiros (calco-alcalino) e segundos (Continental Flood Basalts) ciclos eruptivos de Taghdout no inlier de Siroua. Explicações no texto.


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Ediacaran-Cambrian times and has been linked to the disruption of the Rodinia supercontinent leading to the opening of the Central Iapetus Ocean. It is well represented in Laurentia and Baltica but also present on other formerly attached blocks, such as the WAC (i.e. the Ouarzazate Event of Ernst, 2014, see also Youbi, 1998; Doblas et al., 2002; Pouclet et al., 2007; Gasquet et al., 2005; 2008; Youbi et al., 2019), Amazonia craton, Saharan metacraton, Arabian-Nubian shield and Congo Craton among other blocks (e.g., MolotoA-Kenguemba et al., 2008; Stern & Johnson, 2010; Fezaa et al., 2010; Breitkreuz et al., 2010; Be’eri-Shlevin et al., 2011; Johnson et al., 2011; Isseini et al., 2012; Liégeois et al., 2013; Shellnutt et al., 2017; Youbi et al., 2018; Weber et al., 2019; Youbi et al., 2019). The CIMP magmatism in the Anti-Atlas and High Atlas includes the intrusive and extrusive occurrences of the Ouarzazate Group (formely “PIII” of Choubert, 1963). The Ouarzazate Group does not record the Pan-African deformation, and was deposited on a highly variable basement topography, which, coupled with the large and rapid variations in thickness of the Ouarzazate Group itself, strongly suggests that this group was deposited during extensional/transtensional movements (Azizi Samir et al., 1990; Youbi, 1998; Soulaimani, 1998; Piqué et al., 1999; Doblas et al., 2002; Thomas et al., 2002; Soulaimani et al., 2003; Soulaimani et al., 2004 ; Pouclet et al., 2007; Gasquet et al., 2005, 2008; Karaoui et al., 2014, 2015; Blein et al., 2014a, b; Belkacim et al., 2017; Youbi et al., 2019). The Ouarzazate Group covered a gigantic area of about 2 x 106 km2 with an estimated magma volume of about 1 x 106 km3 and volcanic thicknesses of more than 2000 m. This huge late Neoproterozoic (Ediacaran) magmatic event is related to an intense hydrothermal activity as exemplified by the main deposits of Imiter and Zgounder (Ag-Hg), Bou Azzer (Co-Ni-As-Ag-Au), Iourirn (Au), Bou Madine (Cu-Pb-Zn-Au-Ag) (Cheilletz et al., 2002; Gasquet et al., 2005, 2008). The most complete and best-preserved sequences of these volcanic occurrences of the Ouarzazate Group are in the Ouarzazate-Siroua-Bou Azzer regions. The Ouarzazate magmatism has been linked to the gravitational collapse of the previously overthickened and weakened Pan-African orogenic belt (the final stages of the disruption of the Rodinian supercontinent). The whole Pan-African edifice collapsed through simple-pure shear low-angle exten-

sional detachments during the late Pan-African, giving rise to a “Basin and Range type extensional Province” of the United States of America (Eaton, 1982; Gans et al., 1989) in West Africa involving major low angle detachment faulting, unroofing of large metamorphic core complexes, and syn-extensional plutonic bodies, dyke and sill swarms and volcanic successions (Youbi, 1998; Doblas et al., 2002; Gasquet et al., 2005; 2008; Youbi et al., 2019). Alternatively, the role of a mantle plume can also be considered for the formation of this combined massive silicic magmatism followed by flood basalt magmatism. In this model, mantle plume is responsible for melting of the lower crust to produce the silicic LIP and then partial melting of the plume head to produce the flood basalts (Youbi, 1998; Doblas et al., 2002; Ernst, 2014; Youbi et al., 2019). The Ouarzazate Group is classically subdivided, following the work of Youbi (1998) in three successive eruptive cycles or tectonostratigraphictectonostratigraphic units separated by internal unconformities (Choubert, 1963): (i) the lower unit or first eruptive cycle (617-580 Ma; mainly c. 580 Ma above an unconformity), up to 1500 meters thick, is composed of a syn-extensional calc-alkaline series (basalts, andesites, dacites, hybrid lavas and rhyolitic ignimbrites) with volcanological characteristics typical of a continental stratovolcano facies according to the volcanologic facies models of Cas & Wright (1988). The occurrence of calderas associated to huge volumes of pyroclastic flow deposits (ignimbrites), and ash falls that cover continent-sized areas (all the Anti-Atlas) is common. In the Saghro massif three important calderas have been described among which some could be resurgent cauldrons (Tuduri, 2005; 2018; Schiavo et al., 2007; Walsh et al., 2012). In some inliers (Igherm and Bou Azzer, among others), the upper volcanic rocks of the lower unit of the Ouarzazate Group present well documented glaciogenic features such as striated pavements and “roches moutonnées” morphologies (vernhet et al., 2012, Letsch et al., 2018; Youbi et al., 2019). This reinforces the idea of synchrony of the c. 580 Ma pulse of CIMP volcanism and the glaciation around 580 Ma (Gaskiers) in the West African craton (Doblas et al., 2002; Youbi et al., 2019). 2019); (ii) the intermediate unit or second eruptive cycle (579-570 Ma), up to 500 metersthick, occurs as a volcanic pile of tholeiitic basaltic and basaltic andesite lava flows associated with continental (fluvial/lacustrine) detritic/stromatolitic


116 Geochemistry of mafic dykes in the Central Iapetus Magmatic Province

deposits. Their volcanological characteristics are compatible with the continental basaltic successions (CFB) facies model of Cas & Wright (1988); (iii) the upper unit or third eruptive cycle (555 Ma-542 Ma), up to 500 meters-thick, is represented by alkaline rhyolites, ignimbrites, lava flows and domes. The volcanological characteristics are similar to continental silicic volcanoes according to the facies model of Cas & Wright (1988). In addition, various types of intrusions, such as granitoid/gabbroic massifs and dyke and sill swarms, emplaced in the basement or within the early Ouarzazate Group or underlying units, are also part of this c. 580-570 Ma LIP pulse of CIMP (e.g. Thomas et al., 2002; Errami et al., 2009; Toummite et al., 2012; Walsh et al., 2012). They were emplaced at shallow levels within the upper crust, induced epizonal regional metamorphism, and were coeval to CIMP volcanic rocks, with which they share petrographic and geochemical features (e.g. Errami et al., 2009, Toummite et al., 2012). The Tilsakht granite (579 ± 7 Ma, Thomas et al., 2002) is a typical example of ring-complex intrusion within the Eburnian basement and could be the equivalent to the first calc-alkaline eruptive cycle, while the Tagmount tholeiitic gabbro (563 Ma ± 8 Ma, Walsh et al., 2012) in Saghro and the Iguiguil sill (570 Ma ± 8 Ma, Blein et al., 2014b) in Agadir-Melloul Inlier may represent the equivalent of the second CFB eruptive cycle of the Ouarzazate Group. Some dolerite dykes of the High and Anti-Atlas, including the studied rocks (some of Douar Eç-çour mafic dykes), transect the lower formations of the Ouarzazate Group and are, therefore, post-lower formations of the Ouarzazate Group in age, but it is possible that pre-Ouarzazate Group mafic dykes are also present. It is certainly true that there are relatively few mafic dykes intrusive into the Ouarzazate Group volcanic successions, although this may be a function of competency and/or massiveness, rather than having any age connotation. Based on chemical data, we have recognized three groups with different affinities (calc-alkaline, tholeiitic and alkaline) in the Douar Eç-çour mafic dykes. We interpret these geochemical groups as representing three distinct magmatic events that are likely the plumbing systems (“feeder dykes”) of the Ouarzazate Group volcanic pile (Fig. 15B). The calc-alkaline Group of Douar Eç-çour mafic dykes plots in the field of orogenic domain (i.e. calc-alkaline suites of island arcs and active margins), and share geochemical similarities with

the basalts and basaltic andesites of the calc-alkaline first eruptive cycle of Taghdout in the Siroua Massif (Youbi, 1998). The Continental Flood Basalts Group of Douar Eç-çour mafic dykes falls in the late to post-orogenic intra-continental domain ( i.e. continental tholeiites) and are very similar in chemistry to the basalts and basaltic andesites of the tholeiitic second eruptive cycle of Taghdout in the Siroua Massif. The distribution of basalts and basaltic andesites in the La-Y-Nb diagram (Figs. 15 A-B)of Cabanis & Lécolle (1989) indicates a change by mixing of two source components (hybrid source) in their genesis, one of the intraplate type (E-MORB or OIB) and the other of the subducted plate-type (orogenic component). The latter decreases over time (from basaltic andesites to basalts). We will contend that the Continental Flood Basalts Group of Douar Eç-çour mafic dykes follow the same trend (Mixing Trend, MT on Fig. 15B). The alkaline Group of the of Douar Eç-çour mafic dykes also plots in the continental tholeiites close to UCC and the alkaline domain, likely indicating a mixing between an OIB source and an upper crustal component. The third alkaline cycle of Ouarzazate Group is represented by intraplate alkaline rhyolites.

5.4. Comparison with CAMP related dykes and sills of the Anti-Atlas Late Paleozoic to Mesozoic igneous activity preceded, accompanied and post-dated the opening of the present-day Atlantic, and was particularly abundant in Morocco. The most abundant expression of this magmatism is a variety of mafic dykes and sills (lamprophyres to alkali basalts, olivine tholeiites, and quartz tholeiites) ranging in age from 260 (Late Permian) to 201 Ma (Late Triassic-Early Jurassic) (Youbi et al., 2001; Chabou et al., 2018; Marzoli et al., 2019; Tegner et al., 2019). According to Chevalier et al. (2002) some of the Central Atlantic Magmatic Province (CAMP) dykes are exposed in the Douar Eç-çour region, some 220 km from the Atlantic continental margin. U-Pb geochronology is needed to determine the exact emplacement age of the studied dykes, since a discrimination based on field criteria is complicated due to the similar dolerite composition and orientation of Ediacaran dykes and later Mesozoic CAMP-related dykes. Comparison of the studied dyke swarms of the Douar Eç-çour region with the 260 Ma Tafilalet magmatism and the volcanics,


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Warda El Moume, Nasrrddine Youbi, Andrea Marzoli, Hervé Bertrand, 117 Moha Ikenne, Moulay Ahmed Boumehdi, Richard E. Ernst, Hind El Hachimi, Mohamed Khalil Bensalah, João Mata, José Madeira, Telmo M. Bento dos Santos, Sofia Martins

dykes and sills of the 201 Ma CAMP show that they are different from Late Paleozoic (i.e. Tafilalet igneous rocks) to Mesozoic igneous activity (i.e. CAMP, Fig. 16) and they have higher Zr/Ti ratios.

Figure 16 – Zr/Ti versus Nb/Y Diagram of Winchester and Floyd 1976 for the Ediacaran mafic dykes of the CIMP in Douar Eç-çour area (High Atlas, Morocco) compared with the 260 Ma Tafilalet magmatism and the volcanics, dykes and sills of the 201 CAMP. Figura 16 – Diagrama Zr/Ti vs. Nb/Y de Winchester & Floyd (1976) para os diques máficos ediacarianos da PMIC em Douar Eç-çour (Alto Atlas, Marrocos) comparados com o magmatismo em Tafilalet (260 Ma) e as vulcânicas, diques e soleiras do CAMP (201 Ma).

6. Conclusions Continued study of the Ediacaran dyke swarms of the High and Anti-Atlas, including U-Pb geochronology and more comprehensive radiogenic and stable isotope studies is needed. This will allow us (i) to decipher the age and the mantle/crustal components of the plumbing systems of the mafic/felsic magmatism of the Moroccan CIMP (i.e. Ourazazate Group); (ii) to better correlate the coeval rhyolites to the mafic rocks to the Edicaran glaciations, and (iii) to refine tectonomagmatic models for the formation of the Ourazazate Group. This study reports the first record of mafic dyke swarms from the Central Iapetus Magmatic Province (CIMP) on the edge of the West African Craton. CIMP-related Ediacaran dolerite dyke swarms cut the Precambrian basement of the Ouzellarh promontory in the High Atlas: the NNE, NE to ENE-trending Douar Eç-çour mafic dyke swarms. They show co-mingling magmatic textures with the Askaoun granodiorite of the Assarag suite dated at 579 ±7 Ma in the studied area. They yield an

approximate zircon/apatite/rutile U-Pb age of 554 ± 6 Ma. The c. 579-554 Ma Douar Eç-çour dykes plot in three groups with calc-alkaline, tholeiitic and alkaline compositions. We interpret the three Douar Eç-çour geochemical groups as representing the plumbing systems of the three distinct volcanic pulses of the Ouarzazate Group based on their matching compositions (syn-extensional calc-alkaline, tholeiitic Continental Flood Basalts and alkaline). The comparison with other Ediacaran dyke swarms of the Anti-Atlas indicates that the CIMP dyke swarms of Morocco are dominantly sub-alkaline, tholeiitic, basaltic to andesitic; their primitive mantle-normalized trace element compositions resemble calc-alkaline basalts, flood basalts and ocean island basalts. Felsic swarms are also important, especially in the Saghro area. 7. Acknowledgements Most of this work was carried out at the Department of Geology of the Faculty of Sciences, Ibn Zohr University of Agadir and Faculty of SciencesSemlalia, Cadi Ayyad University of Marrakech. We acknowledge CNRST (Morocco) for funding Warda El Moume’s studentship. Financial support for this work was also provided by several research bilateral cooperation projects: (i) CNRS (France)-CNRST (Morocco) to Hervé Bertrand and Nasrrddine Youbi; (ii) CNRi (Italy)-CNRST (Morocco) to Giuliano Bellieni, Andrea Marzoli and Nasrrddine Youbi; and (iii) FCT (Portugal)-CNRST (Morocco) to José Madeira, João Mata and Nasrrddine Youbi. This publication was also supported by FCT through project UIDB/50019/2020 – IDL. References Abia, E.H., Nachit, H., Marignac, C., Ibhi, A., Saadi, S.A., 2003. The polymetallic Au–Ag-bearing veins of Bou Madine (Jbel Ougnat, eastern Anti-Atlas, Morocco): Tectonic control and evolution of a Neoproterozoic epithermal deposit. Journal of African Earth Sciences, 36, 4, 251-271. Abia, E.H., Nachit, H., Marignac, C., Ibhi, A., Saadi, S.A., 2005. Reply to discussion of “The polymetallic [not “polygenetic” …] Au-Ag bearing veins of Bou Madine (Jbel Ougnat, eastern Anti-Atlas, Morocco): Tectonic control and evolution of a Neoproterozoic epithermal deposit” [Abia et al., J. African Earth Sciences, 36 (2003) 251-271]. Journal of African Earth Sciences, 41, 1-2, 155-159.


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ASSOCIAçãO PORTUGUESA DE GEóLOGOS

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AssOCIAçãO POrTUGUesA De GeóLOGOs

GeONOvAs vOL.

33, N.º 1-2: 125 a 136, 2020 125

Os granulitos enquanto evidências do clímax térmico em orógenos: caracterização, origem e enquadramento geodinâmico P. Cachapuz1* & T. Bento dos Santos1,2 1

FCUL – Faculdade de Ciências, Universidade de Lisboa, Campo Grande, 1749–016, Lisboa, Portugal

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Instituto Dom Luiz (IDL), Faculdade de Ciências, Universidade de Lisboa, Campo Grande, 1749–016, Lisboa, Portugal *Autor correspondente: pedrofilipecachapuz@hotmail.com

Resumo Os granulitos correspondem a rochas metamórficas anidras e de textura granoblástica geradas em condições de alta temperatura e pressão variável, representando as mais importantes fontes de informação sobre os fenómenos que ocorrem na crosta inferior. A génese deste tipo de rochas tem sido muito debatida ao longo das últimas 4 décadas, sendo que os dados geoquímicos e de petrologia experimental obtidos sugerem que estas rochas correspondem, na maior parte dos casos, aos resíduos dos fenómenos de fusão parcial na crosta inferior. No entanto, há evidências suficientes para sugerir a existência de outros processos ou a combinação de vários processos na génese destas rochas, merecendo especial destaque a ocorrência de metassomatismo carbónico. Porque a formação dos granulitos pode ocorrer numa grande variedade de ambientes geodinâmicos, também a sua exumação de níveis muito profundos para a superfície pode ocorrer de várias formas. A obtenção de dados geotermobarométricos (P-T) e termocronológicos (T-t) representa atualmente a melhor forma de constranger o seu percurso retrometamórfico e, por conseguinte, compreender a exumação e ambiente geodinâmico associado a estas rochas. Palavras-chave: Metamorfismo; fusão por desidratação; inclusões fluidas de CO2, percurso P-T-t, termocronologia. Abstract Granulites correspond to anhydrous metamorphic rocks with granoblastic texture formed at high temperatures and variable pressure conditions, being the most important sources of information regarding the geological processes operating in the lower crust. Genesis of this type of rocks has been widely debated during the last 4 decades with the obtained geochemical and experimental petrology data suggesting that these rocks correspond, in most cases, to the residues resulting from partial melting processes in the lower crust. However, there is enough evidence to suggest the existence of other processes or the combination of several processes during the formation of theses rocks, with a special focus on the occurrence of carbonic metasomatism. Just as the genesis of granulites can occur in a wide variety of geodynamic settings, their exhumation from deep levels to the surface can also occur in several ways. Acquisition of geothermobarometric (P-T) and thermochronological (T-t) data is currently the best way to constrain their retrometamorphic paths and, consequently, understand the exhumation and geodynamic settings related to these rocks. Keywords: Metamorphism; dehydration-melting, CO2 fluid inclusions, P-T-t path, thermochronology.

1. Introdução O termo granulito, inicialmente proposto por Weiss (1803) para descrever rochas de granularidade fina do Maciço Granulítico da saxónia (Granulitgebirge, Montanhas de Granulitos em português) e no

Maciço da Boémia, nem sempre reuniu grande consenso, pois foi sendo adaptado de forma independente em vários países para descrever estas rochas devido à sua natureza granular (ou granoblástica, se se tiver em consideração que a textura é de origem metamórfica). De facto, reconhece-se


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que a maioria dos granulitos apresenta uma textura granoblástica, mas de granularidade média a grosseira (Fig. 1). Atualmente, de acordo com a definição da subcomissão da IUGs para a sistemática das rochas metamórficas (Fettes & Desmons, 2007), um granulito corresponde a uma rocha metamórfica de alto grau (alta temperatura), na qual os minerais silicatados de Fe e Mg são predominantemente anidros, caracterizando-se também pela presença obrigatória de piroxena e feldspato e ausência de moscovite primária, podendo a cordierite estar ou não presente. segundo a subcomissão da IUGs, as rochas granulíticas podem ser classificadas como máficas, quando os minerais máficos (essencialmente

piroxenas) correspondem a mais de 30% da rocha, ou como félsicas, quando estes mesmos minerais não chegam a 30% da composição mineralógica total (Fig. 1-2). Também importante é o conceito de fácies granulítica, cunhado por eskola (1915; 1920; 1939) para designar litótipos básicos na escandinávia cujo equilíbrio entre ortopiroxena e clinopiroxena era de origem metamórfica, definindo assim o conjunto de pressões, temperaturas e associações mineralógicas tipicamente associadas aos granulitos. este mesmo conceito, embora crucial para o desenvolvimento da petrologia metamórfica e compreensão dos processos metamórficos, veio também trazer alguma ambiguidade no que ao estudo dos granulitos

Figura 1 – Aspeto macroscópico geral de várias tipologias distintas de granulitos: a) granulito máfico com piroxenas e plagioclases de dimensão centimétrica; b) granulito félsico com bandado gnaissico rico em granada; c) granulito máfico com granadas de dimensão centimétrica; d) granulito félsico (pelítico) de cor esbranquiçada rico em porfiroblastos de granada poiquiloblástica. Figure 1 – Overall macroscopic features of several distinct types of granulites: a) mafic granulite with centimetric size pyroxenes and plagioclases; b) felsic granulite with a gneissic banding and rich in garnet; c) mafic granulite with centimetric size garnets; d) felsic granulite (pelite) with whitish colour rich in poikiloblastic texture garnet porphyroblasts.


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Figura 2 – Aspetos petrográficos de vários granulitos: a) granulito máfico rico em plagioclase + clinopiroxena + ortopiroxena, apresentando a mineralogia e textura clássicas de um granulito; b) granulito máfico rico em plagioclase + ortopiroxena, mas com clinopiroxena ausente; c) granulito félsico com quartzo + feldspato potássico + plagioclase + ortopiroxena, sendo a biotite formada pelo consumo tardio da ortopiroxena; d) granulito máfico com textura coronítica, onde horneblenda + granada substituíram clinopiroxena + ortopiroxena durante a retrogradação da fácies granulítica para a fácies anfibolítica. Figure 2 – Petrographic features of several granulites: a) mafic granulite rich in plagioclase + clinopyroxene + orthopyroxene, showing the typical mineralogy and texture of a classic granulite; b) mafic granulite rich in plagioclase + orthopyroxene, but with absent clinopyroxene; c) felsic granulite with quartz + K-feldspar + plagioclase + orthopyroxene, being late biotite formed after orthopyroxene; d) mafic granulite with coronitic texture, where hornblende + garnet replaced clinopyroxene + orthopyroxene during retrogression from the granulite facies to the amphibolite facies.


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diz respeito, pois levou ao posterior estabelecimento de duas novas definições: a) granulito (s.s.) – as rochas abordadas por este trabalho e abrangidas pela definição da subcomissão da IUGs acima referida; e b) granulitos (s.l.), rochas que se formaram em condições de pressão e temperatura concordantes com a fácies granulítica, mas que não correspondem a uma definição estrita do termo do ponto de vista da paragénese mineral, como por exemplo a maioria dos migmatitos (e.g.: sawyer et al., 2011; Pereira et al., 2017). Bem assente na literatura está o facto de os granulitos corresponderem a rochas metamórficas que se formaram em condições de alta a muito alta temperatura e pressão variável, embora maioritariamente elevada. elevados valores de pressão para a génese dos granulitos tipicamente estão associados a uma geração na crosta inferior. Consequentemente, o estudo deste tipo de rochas é de elevada importância, uma vez que os granulitos fornecem, entre outras, excelentes fontes de informação sobre os processos atuantes na crosta inferior. Os granulitos são as mais comuns evidências diretas da crosta inferior, que normalmente só pode ser estudada por meios indiretos, como os métodos geofísicos. Desta forma, os granulitos marcam muitas vezes não só os eventos de mais elevada temperatura associada a um evento orogénico, mas também assinalam importantes episódios de crescimento e evolução crustal (e.g.: Fyfe, 1973; 1978; Lamb & valley, 1984; Bento dos santos et al., 2010; 2011a; 2011b; e referências inclusas). este trabalho tem como principal objetivo fazer uma síntese do conhecimento atual sobre as rochas granulíticas, nomeadamente a sua caracterização sumária do ponto de vista mineralógico, petrológico e geoquímico e sintetizar os modelos propostos para a sua geração e os mecanismos de exumação de grandes profundidades onde se formaram até à superfície. 2. Caracterização dos granulitos Os granulitos correspondem a rochas metamórficas de alto grau que se caracterizam pela ausência de minerais hidratados, tais como a moscovite, podendo derivar de protólitos máficos, pelíticos ou quartzo-feldspáticos (félsicos). As rochas granulíticas podem ser geradas por metamorfismo do tipo barroviano, típico de cadeias orogénicas comuns e que apresentam gradientes geotérmicos na ordem dos 30 ºC/km ou por metamorfismo do tipo Abukuma, típico de cadeias orogénicas com elevado

fluxo de calor geradas em ambiente de colisão oceano-continente (Winter, 2014). Os granulitos derivados de rochas básicas são tipicamente compostos por plagioclase (cálcica), ortopiroxena, clinopiroxena e quartzo. No entanto, para granulitos gerados a pressões mais elevadas é comum a ausência de ortopiroxena, passando-se a ter granada e maior preponderância de clinopiroxena. Os granulitos máficos apresentam também, em muitos casos, horneblenda, sendo que esta está ausente em granulitos de mais alta temperatura (T > 900 ºC). Nos granulitos pelíticos e quartzo-feldspáticos a paragénese mineral é tipicamente composta por quartzo, feldspato alcalino, plagioclase, ortopiroxena, granada, sillimanite e cordierite (Fig. 2). em situações de metamorfismo de muito alta temperatura (metamorfismo UHT; T > 1000 ºC) é comum a presença de safirina, osumilite e espinela (e.g.: ellis, 1980). Por sua vez, estas paragéneses minerais dispõem-se tipicamente numa textura granoblástica e, ocasionalmente, gnaissica (Best, 2013; Winter, 2014; Fig. 1b e 2). Texturas coroníticas ou simplectíticas, típicas de rochas que experimentaram mudanças bruscas nas condições metamórficas P-T durante a retrogradação, são também muito comuns em granulitos (Fig. 2d). 3. Metamorfismo granulítico A partir dos dados obtidos através da aplicação de geotermobarómetros e da análise das paragéneses minerais sabe-se que os granulitos tipicamente apresentam um pico metamórfico entre os 750-1000 ºC e os 4-12 kbar (Bohlen, 1991). estes valores globalmente correspondem aos limites atualmente definidos para a fácies granulítica (eskola, 1939), sendo que de acordo com Bohlen (1987) muitos dos picos metamórficos registados em terrenos granulíticos tendem a aglomerar-se em torno das condições de T = 800 ± 50 ºC e 7.5 ± 1 kbar. este autor notou também que, com a exceção dos granulitos de alta pressão (nos quais pode ocorrer cianite), as pressões associadas à geração de rochas granulíticas não são muito diferentes das pressões registadas em anfibolitos com granada. Assim sendo, pode-se afirmar que os granulitos se distinguem dos anfibolitos essencialmente pelo incremento da temperatura, e não tanto da pressão, ainda que possa haver um ligeiro incremento de pressão aquando da transição da fácies anfibolítica para a fácies granulítica, essencialmente devido ao gradiente geotérmico regional (Bohlen, 1987). Por sua vez, quando a


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transição para a fácies granulítica ocorre na presença de fluidos aquosos, pode ocorrer fusão em protólitos pelíticos, a pressões médias a baixas, gerando assim migmatitos também. Para protólitos máficos, a migmatização, embora possível, é menos comum devido às elevadas temperaturas de fusão que caracterizam estas rochas (Patiño Douce & Beard, 1995; Bento dos santos et al., 2011b; Winter, 2014). 4. Distribuição espacial e temporal dos granulitos em termos da sua distribuição temporal, a geração de rochas granulíticas não é específica a nenhuma parte da história evolutiva da Terra, sendo que geração de granulitos encontra-se essencialmente associada aos episódios de geração e retrabalhamento da crosta continental. As rochas granulíticas podem ocorrer numa vasta panóplia de ambientes geológicos (Harley, 1989). Os granulitos ocorrem em todos os continentes, ao longo de faixas metamórficas ou orogénicas, de idade muitas vezes pré-câmbrica, estendendo-se ao longo de centenas ou mesmo milhares de quilómetros. Os granulitos podem também ocorrer, sob a forma de fragmentos em cinturas orogénicas recentes, podendo ter sido gerados pelo episódio tectonometamórfico responsável pela geração dessas mesmas cadeias metamórficas ou corresponder a relíquias de eventos geodinâmicos mais antigos, mas exumados apenas em eventos posteriores (Harley, 1989). segundo este autor, dado o elevado tempo de residência das rochas granulíticas na crosta inferior, é bem possível que muitos granulitos mais jovens estejam ainda por exumar. Durante o intervalo de tempo em que residem na crosta inferior, os granulitos tipicamente não registam os eventos geológicos subsequentes, pois encontram-se a temperaturas superiores à temperatura de fecho dos sistemas isotópicos. Tal levanta a possibilidade de as idades obtidas para a geração das rochas granulíticas poderem corresponder, na realidade, à idade da sua exumação e não aos eventos que lhes deram origem (Harley, 1989). Por fim, os granulitos podem ocorrer enquanto xenólitos em magmas basálticos ou kimberlíticos, podendo a sua geração estar associada ao evento extrusivo responsável pela sua colocação à superfície. 5. Geoquímica dos granulitos em termos gerais, os granulitos caracterizam-se por serem compostos, essencialmente, por minerais

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anidros (Fyfe, 1973; rudnick & Presper, 1990) e por serem empobrecidos em LILe (Large Ion Lithophile Elements – elementos litófilos de grande raio iónico), particularmente o K, rb, Na e U, ainda que alguns estudos demonstrem que este empobrecimento não é comum a todos os terrenos granulíticos (rudnick et al., 1985; Dobmeier & raith, 2000). embora sejam rochas desidratadas, os granulitos apresentam frequentes inclusões fluidas ricas em CO2 (Touret, 1970; Newton et al., 1980; Bento dos santos et al., 2011c), o que os torna particularmente interessantes (ver adiante). segundo rudnick & Presper (1990), os granulitos com idade arcaica são mais evoluídos que os granulitos pós-arcaicos, dado que apresentam tipicamente elevadas percentagens de siO2 (normalmente acima de 55%) e baixos teores de MgO, ao contrário do que se verifica nos granulitos de idade pós-arcaica. De acordo com estes autores, os granulitos são quase sempre empobrecidos em U e Cs, enquanto no caso do rb e do Th, o grau de empobrecimento está fortemente dependente da abundância dos minerais que tipicamente retêm esses elementos, nomeadamente zircão e apatite para o Th e feldspatos e biotite, caso esta se mantenha estável durante o metamorfismo, para o rb. No caso do rb, o grau de empobrecimento deste elemento tende a acompanhar a quantidade de minerais ricos em K (Heier, 1973; sheraton et al., 1973; Tarney & Windley, 1977; rudnick et al., 1985; Fowler, 1986). rudnick & Presper (1990) afirmam ainda que a abundância em LILe é apenas dependente da composição química da rocha.

6. Geração dos granulitos Uma vez que os granulitos normalmente se formam em profundidades bastante elevadas, é expectável que a porosidade e permeabilidade destas rochas sejam baixas. Consequentemente, a composição dos fluidos que se encontrem nos poros destas rochas é inteiramente dependente da composição da rocha (Waters, 1988). Assim sendo, em condições de metamorfismo prógrado, as reações metamórficas conduzem a um aumento da atividade da água no sistema, que por sua vez leva a que a fusão da rocha ocorra a temperaturas mais baixas. No entanto, as rochas granulíticas geram-se em condições de baixa atividade da água. Tal, deve-se ao facto de, apesar de em condições de metamorfismo prógrado tender a haver um aumento da atividade da água, os sistemas


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em que os granulitos formam-se em sistemas abertos, com o consumo de minerais hidratados nas reações metamorficas a anteceder a redução de porosidade (Waters, 1988). Ao longo das últimas décadas têm sido propostos diversos modelos para a geração dos granulitos, sendo o principal ponto de discussão a forma como a água, resultante das reações de desidratação, é removida do sistema. segundo o modelo proposto por Fyfe (1973) a geração de granulitos está associada a episódios de fusão parcial da crosta, em que os granulitos correspondem aos resíduos resultantes após a remoção do líquido magmático (enriquecido em água) gerado aquando da fusão da crosta inferior. segundo este modelo, a água libertada pelas reações de desidratação entra preferencialmente nos líquidos migmatíticos/graníticos, sendo consequentemente removida do sistema aquando da ascensão de massas granitoides pela crosta. este modelo é congruente com as sucessivas observações de petrologia experimental para a fusão de materiais crustais (e.g.: vielzeuf & Holloway, 1988; Patiño Douce & Beard, 1995; sawyer et al., 2011). No entanto, a extração magmática embora explique a ausência de água nos granulitos, não explica à partida a presença de inclusões fluidas ricas em CO2, primeiramente descritas por Touret (1971) e Heier (1973) segundo Fyfe (1973) estas inclusões fluidas carbónicas são o resultado de reações de retrogradação. Uma outra possibilidade para o incremento da atividade do CO2 poderá estar na concentração efetiva desse fluido por remoção progressiva da água durante eventos orogénicos de alta temperatura prolongados no tempo (Bento dos santos et al., 2010; 2011a; 2011c). Por sua vez, Newton et al. (1980) defende que alguns granulitos são gerados devido ao influxo pervasivo de fluidos ricos em CO2. estes fluidos carbónicos promovem a remoção, através de reações metassomáticas, da água presente nos minerais hidratados (e.g.: anfíbolas), levando à geração de uma paragénese essencialmente anidra (e.g.: piroxenas). Neste modelo é necessária a circulação de grandes quantidades de fluido rico em CO2 de modo a que a água libertada pela desidratação dos minerais hidratados não dilua o CO2. De acordo com Newton et al. (1980), estas grandes quantidades de CO2 terão uma fonte essencialmente mantélica, não se excluindo, no entanto, possíveis contribuições crustais, como por exemplo através da oxidação de carbono orgânico ou por desvolatilização de rochas carbonatadas a alta temperatura. O CO2 de origem mantélica poderá ser

transportado por underplating de magmas basálticos para a crosta, sendo libertado sob a forma de vapor por volta dos 75 km de profundidade, quando a pressão se torna inferior a 20 kbar. No entanto, apesar de justificar a baixa atividade da água, o empobrecimento em LILe e a paragénese desidratada rica em ortopiroxena e clinopiroxena que caracterizam as rochas granulíticas, este modelo não pode ser aplicado à maioria dos terrenos granulíticos, pois a formação de granulitos através deste mecanismo implicaria a formação de quantidades apreciáveis de grafite, o que não se verifica em grande parte dos terrenos conhecidos atualmente (Lamb & valley, 1984; 1985). Lamb & valley (1984; 1985) sugerem que a formação de granulitos possa estar relacionada com metamorfismo de protólitos previamente desidratados, embora não excluam a possibilidade de outros granulitos se formarem através dos mecanismos atrás referidos, ou até mesmo da combinação destes mecanismos numa mesma cadeia orogénica, pois estes processos não se excluem mutuamente. Por último, Frost & Frost (1987) propõem que a geração de granulitos poderá relacionar-se com a instalação de magmas em profundidade. segundo este modelo, à medida que um magma basáltico ascende pela crosta, tenderá a haver enriquecimento em CO2 no magma por arrefecimento e descompressão ou por cristalização parcial do magma. Quando o magma satura em CO2, gera-se uma fase vapor rica em CO2 que vai interagir com o encaixante, gerando rochas granulíticas através do mecanismo defendido por Newton et al. (1980). simultaneamente, o próprio calor do magma pode levar à fusão de certas porções das rochas encaixantes, provocando a desidratação das rochas nas proximidades da coluna de magma ascendente de uma forma análoga ao mecanismo proposto por Lamb & valley (1984; 1985). Por fim, grandes porções de magma basáltico tendem a “estacionar” na base da crosta inferior por underplating, provocado o seu aquecimento e fusão parcial de forma semelhante ao mecanismo defendido por Fyfe (1973). Com base no conhecimento atual, o mecanismo predominante para a formação dos granulitos deverá estar relacionado com a atuação de fenómenos de fusão parcial e extração magmática da crosta inferior, tal como sugerido por Fyfe (1973), pois é o único capaz de gerar as extensas faixas metamórficas granulíticas presentes nas grandes cadeias orogénicas, bem como explicar os fenómenos de evolução secular da crosta e sua diferenciação em crosta superior e inferior.


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7. Percursos P-T-t e modelos para a exumação dos granulitos Os processos de exumação dos granulitos são extremamente importantes para compreender os mecanismos de evolução da crosta e de transporte de massa e calor ao longo desta, pois a exumação dos granulitos pode ocorrer numa grande variedade de ambientes tectónicos compressivos ou distensivos. Os processos tectónicos responsáveis pela exumação dos granulitos foram tradicionalmente inferidos com base na interpretação de percursos P-T-t, sendo estes obtidos através de geotermómetros e geobarómetros ou métodos geocronológicos (Harley, 1989; Bohlen, 1991; spear, 1992). A interpretação dos percursos P-T-t registados em rochas granulíticas é muito complexa, uma vez que a história destas rochas envolve muitas vezes mais que um ciclo tectonotérmico (Bohlen, 1991). Assim, as paragéneses minerais identificadas nos granulitos correspondem apenas à parte do seu complexo registo evolutivo cuja preservação foi favorecida. Outro problema comum prende-se com o facto de que a temperatura estimada para a paragénese de pico metamórfico observada nos granulitos ser comummente inferior ao real pico metamórfico a que a rocha foi sujeita (spear & Florence, 1992). este desfasamento entre pico metamórfico real e estimado deve-se ao facto de este último corresponder à temperatura de fecho (ou de bloqueio) dos sistemas nos quais assentam os geotermómetros utilizados e não a temperatura máxima atingida por estas rochas (spear & Florence, 1992). De acordo com Bohlen (1991), as rochas granulíticas apresentam 3 tipos principais de percursos P-T-t, estando cada um deles associado a uma evolução geodinâmica particular: 1) percurso direto ou dextrógiro (clockwise), no qual o pico bárico antecede o pico térmico e durante a fase de retrogradação ocorre descompressão aproximadamente isotérmica (Fig. 3, percurso 1; e.g.: Bento dos santos et al., 2019). este tipo de percursos ocorre tipicamente associado a ambientes colisionais; 2) percurso inverso ou sinistrógiro (anticlockwise), no qual o pico térmico é anterior ao pico bárico (Fig. 3, percurso 2; e.g.: Bohlen, 1987; Waters, 1990; Abati et al., 2003). este tipo de percurso está normalmente associado a ambientes geodinâmicos de alto gradiente geotérmico (metamorfismo do tipo Abukuma), como por exemplo ambientes do tipo arco magmático ou vulcânico, rifte ou hot spot (Bohlen et al., 1987); 3) percursos de arrefecimento

Figura 3 – representação esquemática dos percursos P-T-t mais comuns em granulitos (adaptado de Bohlen, 1991). Figure 3 – Schematic representation of the most common P-T-t paths for granulites (adapted from Bohlen, 1991).

isobárico para os quais não é possível reconhecer o percurso antecessor (Fig. 3, percurso 3; e.g.: ellis, 1980; Bento dos santos et al., 2011b). À semelhança dos percursos sinistrógiros, este tipo de percursos está tipicamente associado a ambientes de rift e de hotspot. Para além destes 3 percursos definidos por Bohlen (1991), também foi reconhecido um outro tipo de percurso que corresponde a uma mistura entre o percurso 1 e o percurso 3, sendo assim um percurso direto cuja última fase corresponde a um arrefecimento isobárico (Fig. 3, percurso 4). este percurso está associado à combinação de espessamento crustal seguido de fenómenos extensionais que afetaram as rochas da crosta inferior (england & Thompson, 1986; ellis, 1987; sonder et al., 1987; sandiford, 1989). Por sua vez, a exumação dos granulitos pode também ser estudada com base em dados termocronológicos. Um estudo termocronológico consiste no uso de diferentes sistemas isotópicos com diferentes temperaturas de fecho, associando as idades obtidas para cada sistema com a temperatura de fecho de modo a se obter a taxa de arrefecimento da rocha. Alguns exemplos da aplicação deste método podem ser encontrados em spear & Parrish (1996), Bento dos santos et al. (2010; 2015) e Ferreira et al. (2019). A informação relativa à evolução térmica dos granulitos permite refinar os vários modelos que têm sido propostos para explicar como os granulitos são trazidos para níveis superficiais. Neste trabalho decidiu-se focar nos três modelos de exumação tectónica mais comummente encontrados


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na literatura: a) exumação associada à geração de domas migmatíticos em ambiente extensional com adelgaçamento crustal e upwelling astenosférico (Fig. 4); b) exumação ao longo de zonas de cisalhamento profundas com extrusão por channel flow (Fig. 5); e c) exumação por transpressão ao longo de mega-estruturas em flor (Fig. 6).

Figura 4 – esquema representativo da geração de domas migmatíticos em ambiente extensional com adelgaçamento crustal e upwelling do manto litosférico (adaptado de Pereira et al., 2017). Figure 4 – Schematics of the generation of migmatitic domes in extensional settings with crustal thinning and lithospheric mantle upwelling (adapted from Pereira et al., 2017).

No primeiro modelo (Fig. 4) a exumação de rochas granulíticas é o resultado da atuação de fenómenos extensionais em porções litosféricas previamente espessadas, podendo tais processos ocorrer em simultâneo com processos globalmente compressivos. Tal foi descrito para o Planalto do Tibete, no qual se observa um alastramento e-W de cerca de 10 km/Ma, ainda que a colisão entre a placa Indiana e a euroasiática continue a decorrer a um

Figura 5 – representação esquemática do modelo de channel flow onde se consegue observar como material mais dúctil é extruído no interior do canal (adaptado de Godin et al. 2006). Figure 5 – Schematic representation of the channel flow model where it can be observed how the most ductile material is extruded inside the channel (adapted from Godin et al. 2006).

Figura 6 – esquema simplificado para a exumação de níveis crustais profundos através de uma estrutura em flor (adaptado de Dubey, 2014). Figure 6 – Simplified schematics of the exhumation of deep crustal levels through a flower structure (adapted from Dubey, 2014).

ritmo aproximado de 50 km/Ma (Platt, 1993). De acordo com Teyssier & Whitney (2002) o adelgaçamento da litosfera, conjugado com atividade magmática, leva à geração de grandes quantidades de granitoides que ascendem no meio de domas gnaissicos/migmatíticos, explicando assim a profusão desta litologias em alguns terrenos granulíticos. No modelo de channel flow a exumação das rochas está associada a um fluxo de uma camada viscosa localizada entre 2 blocos rijos, os quais deformam a camada viscosa através de tensões cisalhantes induzidas e gradientes de pressão existentes no interior do canal em ambiente compressivo (Batchelor, 2000; Turcotte & schubert 2002). Na maioria dos casos, a viscosidade da camada do meio é obtida através de fenómenos de fusão parcial, tendendo esta camada viscosa a fluir lateralmente por ação de um gradiente horizontal na pressão litostática, sendo que é a geometria do canal que controla o perfil horizontal da velocidade no canal. O channel flow constitui um híbrido entre o fluxo de Couette, no qual as tensões induzidas produzem uma vorticidade uniforme em todo o canal, e o fluxo de Poiseuille, no qual os gradientes de tensão geram maiores velocidades no centro do canal e vorticidades opostas no topo e fundo do mesmo, sendo que para determinadas condições o fluxo de Poiseuille contraria as tensões cisalhantes, provocando assim a exumação por extrusão de parte do material do canal (Fig. 5; Beaumount et al., 2001; 2004; Grujic, 2006; Godin et al., 2006; rodrigues et al., 2013).


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O terceiro modelo, a exumação ao longo de uma estrutura em flor (flower structure), ocorre em regime transpressivo (Fig. 6), formando-se tipicamente nas porções curvas de falhas transformantes de maiores dimensões (Fossen, 2016). esta corresponde a uma estrutura de grandes dimensões, caracterizada por uma morfologia convexa, em que as falhas ou cisalhamentos são mais inclinados na zona axial da estrutura, diminuindo a inclinação das estruturas cisalhantes à medida que se desenvolvem para as regiões periféricas da estrutura (sanderson & Marchini, 1984). Tipicamente, este tipo de estruturas apresenta uma componente vertical muito superior ao modelo do channel flow, onde as estruturas são tipicamente pouco inclinadas. Tal indica que as flower structures são geradas em ambientes geodinâmicos onde a porção ortogonal é significativamente maior, comparativamente a casos onde a exumação é feita através de cisalhamentos de baixo ângulo (Thompson et al., 1997; Bento dos santos et al., 2009). Dependendo da forma como se processam os percursos prógrados e retrógrados de cada rocha granulítica, em todos estes três modelos, é possível a exumação com percursos P-T-t dextrógiros ou sinistrogiros. existe, no entanto, uma predominância de percursos P-T-t dextrógiros sempre que a exumação é feita em ambientes geodinâmicos que se caracterizam por apresentarem uma componente compressiva significativa (Bohlen, 1987), como o modelo 2 e 3. No entanto, de acordo com Bohlen (1991), os percursos sinistrógiros são bastante comuns em terrenos granulíticos. segundo este autor, um percurso dextrógiro implica, por exemplo, que a cianite seja o polimorfo de Al2siO5 predominante nas rochas granulíticas, quando o protólito é pelítico. No entanto, verifica-se que a sillimanite é de longe o polimorfo de Al2siO5 mais comum. Tal deve-se ao facto de muitos granulitos se gerarem, tal como previamente referido, em ambientes orogénicos associados a metamorfismo do tipo bárico Abukuma. Como tal, as rochas são primeiramente sujeitas a gradientes geotérmicos anormalmente elevados (alta temperatura – baixa pressão), sendo que a pressão só aumenta aquando do início da colisão continente-continente, gerando assim um percurso sinistrogiro (White, 2014).

8. Conclusão Os granulitos correspondem a rochas metamórficas de alto grau, caracterizando-se por apresentarem

paragéneses minerais essencialmente anidras. estas rochas fornecem informação importante sobre os processos que atuam na crosta inferior a média, sendo a sua génese alvo de grande debate. Com base na informação atual pode-se afirmar que as grandes faixas orogénicas granulíticas são o resultado de metamorfismo acoplado a processos magmáticos (com abundante fusão parcial e extração do líquido magmático) e/ou metassomáticos (metamorfismo carbónico). Os dados experimentais aparentam sugerir que o modelo inicialmente proposto por Fyfe (1973) que considera os granulitos como os resíduos dos episódios de fusão parcial na crosta continental é o mecanismo dominante em grande parte dos terrenos granulíticos conhecidos atualmente. No que respeita à exumação dos granulitos, esta pode ocorrer numa vasta variedade de ambientes tectónicos, sendo os ambientes compressivos mais frequentemente propostos. Ainda assim, e contrariamente ao que seria teoricamente expectável, as rochas granulíticas evidenciam frequentemente percursos P-T-t sinistrógiros (com o pico térmico a anteceder o pico bárico). Tal está associado ao facto de estas rochas serem muitas vezes geradas em condições metamórficas associadas a metamorfismo do tipo bárico Abukuma. Referências Abati, J., Arenas, r., Martínez Catalán, J.r., Díaz García, F., 2003. Anticlockwise P–T path of granulites from the Monte Castelo gabbro (órdenes Complex, NW spain). Journal of Petrology, 44, 2, 305-327. Batchelor, G.K., 2000. An Introduction to Fluid Dynamics. Cambridge University Press, 615. Beaumont, C., Jamieson, r.A., Nguyen, M.H., Lee, B., 2001. Himalayan tectonics explained by extrusion of a low-viscosity channel coupled to focused surface denudation. Nature, 414, 738-742. Beaumont, C., Jamieson, r.A., Nguyen, M.H., Medvedev, s., 2004. Crustal channel flows: 1. Numerical models with applications to the tectonics of the Himalayan-Tibetan orogen. Journal of Geophysical Research, 109, B06406. Bento dos santos, T.M., Fonseca, P.e., Munhá, J.M.U., Tassinari, C.C.G., Dias Neto, C.M., 2009. Geodynamic evolution of the são Fidelis - santo António de Pádua sector, central ribeira Fold Belt, se Brazil. Comunicações Geológicas, 96, 101-122. Bento dos santos, T., Munhá, J.M.U., Tassinari, C.C.G., Fonseca, P.e., Dias Neto, C.M., 2010. Thermochronology of central ribeira Fold Belt,


134 Os granulitos enquanto evidências do clímax térmico em orógenos: caracterização, origem e enquadramento geodinâmico

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ASSoCIAção PoRTUGUESA DE GEóLoGoS

GEoNoVAS VoL.

33, N.º 1-2: 137 a 146, 2020 137

Caracterização da Cobertura Sedimentar da Plataforma Continental Alentejana A. Pacheco1 *, M. Luís1, P. Nogueira2, V. Magalhães3, J. Noiva3, S. Velez1, P. Moita4, A. Tsoupras4, P. Terrinha3, C. Ribeiro2 1

Departamento de Geociências, Escola de Ciências e Tecnologia, Universidade de Évora, Colégio Luís António Verney, Rua Romão Ramalho 59, Évora, Portugal 2

Departamento de Geociências, Escola de Ciências e Tecnologia, Universidade de Évora; ICT - Instituto de Ciências da Terra, Colégio Luís António Verney, Rua Romão Ramalho 59, Évora, Portugal

3

Instituto Português do Mar e da Atmosfera, Divisão de Geologia e Georrecursos Marinhos, Rua C do Aeroporto 1749-077 Lisboa, Portugal e IDL Instituto Dom Luiz, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, Campo Grande Edifício C1, Piso 1, 1749-016 Lisboa, Portugal 4

Departamento de Geociências, Escola de Ciências e Tecnologia, Laboratório HERCULES - Herança Cultural, Estudos e Salvaguarda, Universidade de Évora, Largo Marquês de Marialva 8, Évora, Portugal *Autor correspondente: apacheco@uevora.pt

Resumo No âmbito do projeto MINEPLAT, realizaram-se campanhas de levantamento de dados de geofísica marinha e de amostragem, com o objetivo de aprofundar o conhecimento sobre a natureza e dinâmica sedimentar da plataforma continental do Alentejo, para investigar o seu potencial para utilização em realimentação artificial de praias, assim como o seu potencial em recursos minerais metálicos, com interesse tanto para a comunidade científica como para a indústria extrativa. Neste trabalho são apresentados os resultados da caracterização sedimentar e mineralógica do material não consolidado da plataforma, que corresponde maioritariamente a areias de granulometria variada, com o quartzo e a calcite como minerais predominantes. A granulometria dos sedimentos analisados não apresenta uma relação direta com a profundidade a que se encontram na plataforma continental o que poderá estar relacionado com a ocorrência de paleo-litorais, talhados em períodos em que o nível do mar se encontrava mais baixo. Palavras-chave: Plataforma continental alentejana, Sedimentação, realimentação artificial de praias, recursos minerais metálicos. Abstract Within the scope of the MINEPLAT project, geophysical surveying and sampling campaigns were carried out, with the aim of improving the knowledge on the Alentejo continental shelf. The characterization of the platform's sediments aimed to verify its viability for use in artificial beach nourishment and ascertain its potential in metallic mineral resources, with interest for both the scientific community and the extractive industry. In this work, the results of sedimentological and mineralogical studies of the unconsolidated sediments of the platform are presented, which mostly correspond to sands of varying granulometry, with quartz and calcite as the predominant minerals. The granulometry of the analyzed sediments does not have a direct relationship with the water depth at which they were sampled on the continental shelf and may be related to the occurrence of paleo-coastlines, cut during periods of low sea stand. Keywords: Continental shelf, Sedimentation, artificial beach nourishment, metallic mineral resources.


138 Caracterização da Cobertura Sedimentar da Plataforma Continental Alentejana

1. Introdução Devido ao aumento da população mundial, tem havido um aumento sucessivo da produção de matériasprimas de forma a acompanhar o aumento do consumo das mesmas. Neste sentido, pela diminuição de reservas em zona emersa, assim como pelos condicionalismos subsequentes da preservação ambiental, as reservas em zona submersa têm despertado maior interesse quer a nível científico, quer a nível empresarial. 1.1. Enquadramento geológico A plataforma continental do Alentejo localiza-se na margem sudoeste ibérica, considerada uma margem continental passiva durante o Mesozóico (Pinheiro et al., 1996). A proximidade da margem continental alentejana ao limite de placas Euro-Asiática e Africana, sobretudo à falha Açores-Gibraltar, levou esta região a sofrer diversos episódios compressivos, que consequentemente conduziram a eventos de dobramento e exposição subaérea durante o oligocénico (Alves et al., 2003; Teixeira et al., 2019). A plataforma continental alentejana apresenta uma largura reduzida e uma cobertura sedimentar pouco espessa, sendo também caracterizada por ter sido formada sobre terrenos do Paleozóico superior e do Mesozóico. Segundo Teixeira et al., 2019, esta região apresenta uma morfologia complexa resultante da interação da geologia com a oceanografia. A topografia irregular da plataforma continental alentejana, constituída por vales e blocos inclinados, fracamente desnivelados entre si, deve-se à propagação de um vasto manto sedimentar neogénico com espessuras que chegam aos 300 metros. Estas estruturas pouco acidentadas, formam uma espécie de plano ligeiramente inclinado, desde as serras costeiras até profundidades que ultrapassam os 1000 metros (Vanney & Mougenot, 1981). A área de estudo apresenta várias litologias (Fig.1): metassedimentos e rochas ígneas indiferenciadas do Paleozóico; depósitos de plataforma sin-rift do Jurássico e Cretácico inferior; depósitos de plataforma pós-rift do Cretácico superior; depósitos de plataforma do Miocénico; depósitos de plataforma do Pliocénico; depósitos de plataforma do Plistocénico e depósitos indiferenciados do Quaternário. Para além destas litologias, ainda se podem encontrar sienitos, gabros e dioritos do Complexo Ígneo de Sines. 1.2. Objetivos Com este trabalho pretendemos alargar o conhecimento sobre a plataforma continental

alentejana, através da caracterização textural e mineralógica dos sedimentos não consolidados, relacionando a evolução sedimentar com a existência de paleo-litorais, resultantes de variações eustáticas, ocorridas durante o Quaternário, e de soerguimento tectónico. Esta caracterização permitirá a avaliação do potencial da plataforma continental alentejana em recursos minerais nomeadamente: (i) em agregados com potencial para aplicações na realimentação artificial de praias (zona de odeceixe); (ii) e em recursos minerais metálicos, que constitui o objetivo do projeto. 2. Materiais e Métodos 2.1. Amostragem de agregados para realimentação artificial de praias Foi amostrada uma área, nas proximidades de odeceixe, incluída numa mancha cartografada na Carta de Sedimentos Superficiais da Plataforma Continental (IH, 2010) como sendo de sedimentos arenosos, com recurso a um vibrocorer. A amostragem consistiu em onze cores verticais de sedimento marinho (Fig.2), com comprimentos máximos de três metros. Assim as profundidades variaram entre os 0,54 metros e os 3 metros. Este conjunto de amostras destinou-se exclusivamente a avaliar o potencial dos sedimentos para a realimentação artificial de praias, tendo-se seguido as indicações constantes na Portaria nº 1450/2007 de 12 de novembro e no Decreto-Lei nº 226-A/2007 de 31 de maio. Nestes documentos é determinado que apenas material dragado de classe de qualidade 1 poderá ser utilizado na realimentação artificial de praias, sendo esta classificação baseada na sua granulometria e na sua composição química. Neste trabalho apenas serão apresentados os resultados de granulometria e composição mineralógica, estando a decorrer a análise química das amostras. 2.2. Amostragem de sedimentos não consolidados da plataforma continental para avaliação de potencial em recursos minerais metálicos Numa primeira etapa, foram recolhidas cinco amostras de sedimento, ao longo da praia de S. Torpes entre a Ribeira da Junqueira e a Ribeira de Morgavél (Fig. 3). Numa segunda etapa, durante a campanha MINEPLAT 4 a bordo do NI Noruega, foram


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A. Pacheco, M. Luís, P. Nogueira, V. Magalhães, J. Noiva, S. Velez 139 P. Moita, A. Tsoupras, P. Terrinha, C. Ribeiro

Figura 1 – Carta Geológica da área imersa da plataforma continental alentejana (adaptado da Carta Geológica de Portugal na escala 1/1.000.000, LNEG, 2010). Figure 1 – Geological chart from the immerged area of the Alentejo’s continental shelf. (adapted from the Geological chart of Portugal at 1/1.000.000 scale, LNEG, 2010).

recolhidas cerca de 240 amostras de sedimentos superficiais, em 84 estações (Fig. 4) ao longo da plataforma continental alentejana, através de dois métodos distintos: draga Smith McIntyre que permite recolher cerca de 40 cm3 de sedimento superficial (até 25 centímetros de profundidade); e multicorer que permite a recolha de um testemunho de sedimento até cerca de 60 centímetros de comprimento, preservando intacta a interface entre a coluna de água e o sedimento e preservando também intactas as relações estratigráficas ao longo da secção amostrada.

2.3. Métodos analíticos As amostras das dragas, assim como subamostras dos vibrocores e multicores, que foram colhidas a cada 5 cm de profundidade, foram posteriormente lavadas com água oxigenada a 40 Vol para eliminação da matéria orgânica, e de seguida analisadas por granulometria de crivos (Laboratório de Sedimentologia da Universidade de Évora) e por Difração de raios-X em modo Macro (Laboratório HERCULES da Universidade de Évora). os dados da granulometria foram tratados com recurso ao programa


140 Caracterização da Cobertura Sedimentar da Plataforma Continental Alentejana

Figura 2 – Mapa de amostragem de agregados (adaptado da Carta dos Sedimentos Superficiais do Cabo de Sines ao Cabo de S. Vicente - Instituto Hidrográfico). Figure 2 – Sampling map of aggregates (adapted from the Superficial sediments chart from Cabo de Sines to Cabo de S. Vicente - Hydrographic Institute).

Gradistat (Blott & Pye, 2001). Foi posteriormente realizada uma separação gravítica por líquidos densos em todos os sedimentos, sendo o bromofórmio o líquido selecionado para este estudo com uma densidade de 2,86. Neste procedimento, utilizaram-se as frações granulométricas visualmente mais promissoras por apresentarem maior abundância de minerais escuros (geralmente entre os 0,250 e os 0,063 milímetros), previamente descarbonatizadas com ácido clorídrico (HCl) a 10%. De seguida, para remover qualquer tipo de resíduo/impureza existente, os minerais pesados foram lavados primeiro com acetona e depois por ultra-sons.

Para além destes métodos, as amostras de sedimentos não consolidados foram sujeitas a uma análise semi-quantitativa por Difração de raios-X em modo Micro e por SEM-EDS, para avaliação de potencial em recursos minerais metálicos. Relativamente à Difração de raios-X em modo macro, as análises foram efetuadas num difratómetro BrukerTM D8 Discover equipado com uma fonte de Cu Ka a 40 kV e 40 mA e um detetor unidimensional de energia dispersiva Bruker LynxEye. No modo micro foi acoplado ao equipamento um espelho Goebel e um colimador de feixe. os difratogramas foram adquiridos no intervalo 2θ de 3° a 75° (modo macro)


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A. Pacheco, M. Luís, P. Nogueira, V. Magalhães, J. Noiva, S. Velez 141 P. Moita, A. Tsoupras, P. Terrinha, C. Ribeiro

Figura 3 – Mapa de amostragem da praia de S. Torpes. Figure 3 –Sampling map of the S. Torpes beach.


142 Caracterização da Cobertura Sedimentar da Plataforma Continental Alentejana

Figura 4 – Mapa de amostragem da Campanha MINEPLAT 4. Figure 4 – Sampling map of the MINEPLAT 4 campaign.

e de 5° a 70° (modo micro), com incremento de 0,05° e tempo por passo de 1 segundo. A identificação das fases cristalinas presentes foi realizada com o software V3.0 DIFFRAC.EVA utilizando a base de dados ICDD PDF-2. Quanto ao SEM-EDS (Microscopia Eletrónica de Varrimento com detetor de Energia Dispersiva de raios-X) foi realizada uma análise elementar pontual e ainda mapas de distribuição de elementos. Foi usado um microscópio eletrónico de varrimento HITACHI S-3700N com um espectrómetro de energia dispersiva de raios-X acoplado ao equipamento Bruker XFlash 5010 SDD. As condições de análise foram as seguintes: pressão variável com uma voltagem de aceleração de 20 kV e pressão da câmara de 40Pa. os dados EDS foram adquiridos por microanálise pontual e mapeamento de distribuição elementar com o software Esprit 1.9. 3. Resultados As amostras recolhidas na zona de odeceixe correspondem, na sua totalidade, a sedimentos que

variam entre areia e areia cascalhenta (Classificação de Folk, 1954) (Fig. 5). A sua mineralogia consiste essencialmente em quartzo, calcite e calcite magnesiana, com quantidades acessórias de aragonite, moscovite e clinocloro. Quanto às amostras recolhidas na praia de S. Torpes, estas correspondem unicamente a sedimentos da classe granulométrica areia (Classificação de Folk, 1954) (Fig. 6). A sua mineralogia é constituída essencialmente por quartzo e calcite, mas também apresenta em quantidades menores de aragonite, moscovite, feldspato potássico, ilmenite, anortite, diópsido, riebeckite e de pargasite. As amostras recolhidas no decorrer da Campanha MINEPLAT 4 contêm sedimentos que variam entre a areia, a areia cascalhenta e a areia lodosa ligeiramente cascalhenta (Classificação de Folk, 1954) (Fig. 7). A sua composição mineralógica é dominada por quartzo, calcite e/ou calcite magnesiana, com a presença em menores quantidades de aragonite, moscovite, clorite e de feldspato potássico. Foi, ainda, registada presença de ankerite, dolomite e


ASSoCIAção PoRTUGUESA DE GEóLoGoS

A. Pacheco, M. Luís, P. Nogueira, V. Magalhães, J. Noiva, S. Velez 143 P. Moita, A. Tsoupras, P. Terrinha, C. Ribeiro

Figura 5 – Amostras da zona de odeceixe representadas no diagrama triangular cascalho-areia-lodo, adaptado de Folk, 1954. SG – cascalho arenoso; GMS – areia lodosa cascalhenta; GS – areia cascalhenta; SGMS – areia lodosa ligeiramente cascalhenta; SGS – areia ligeiramente cascalhenta; MS – areia lodosa; S – areia. Figure 5 – Samples from the Odeceixe area represented in the gravel-sand-mud diagram, adapted from Folk, 1954. SG – Sandy Gravel; GMS – Gravelly Muddy Sand; GS – Gravelly Sand; SGMS – Slightly Gravelly Muddy Sand; SGS – Slightly Gravelly Sand; MS – Muddy Sand; S – Sand.

Figura 6 – Amostras da praia de S. Torpes representadas no diagrama triangular cascalho-areia-lodo, adaptado de Folk, 1954. SG – cascalho arenoso; GMS – areia lodosa cascalhenta; GS – areia cascalhenta; SGMS – areia lodosa ligeiramente cascalhenta; SGS – areia ligeiramente cascalhenta; MS – areia lodosa; S – areia. Figure 6 – Samples from the S. Torpes beach represented in the gravel-sand-mud diagram, adapted from Folk, 1954. SG – Sandy Gravel; GMS – Gravelly Muddy Sand; GS – Gravelly Sand; SGMS – Slightly Gravelly Muddy Sand; SGS – Slightly Gravelly Sand; MS – Muddy Sand; S – Sand.


144 Caracterização da Cobertura Sedimentar da Plataforma Continental Alentejana

Figura 7 – Amostras da campanha MINEPLAT 4 representadas no diagrama triangular cascalho-areia-lodo, adaptado de Folk, 1954. SG – cascalho arenoso; GMS – areia lodosa cascalhenta; GS – areia cascalhenta; SGMS – areia lodosa ligeiramente cascalhenta; SGS – areia ligeiramente cascalhenta; MS – areia lodosa; S – areia. Figure 7 – Samples from the MINEPLAT 4 campaign represented in the gravel-sand-mud diagram, adapted from Folk, 1954. SG – Sandy Gravel; GMS – Gravelly Muddy Sand; GS – Gravelly Sand; SGMS – Slightly Gravelly Muddy Sand; SGS – Slightly Gravelly Sand; MS – Muddy Sand; S – Sand.

a)

b)

Figura 8 – Representação dos resultados da análise granulométrica para a totalidade das amostras estudadas. (A) Granulometria vs. Calibração; (B) Granulometria vs. Assimetria. Figure 8 – Representation of the granulometric analysis for all the studied samples. (A) Grain size vs. Sorting; (B) Grain size vs. Asymmetry.

titanite. Após nova análise por difração de raios-X de concentrados de minerais densos, ainda se destacaram minerais de titanite, andalusite, anfíbolas, turmalina e ilmeno-rútilo. Uma síntese dos resultados da análise granulométrica para a totalidade das amostras encontra-se nos gráficos da Figura 8.

A maioria das amostras pertence ao grupo da areia fina, havendo, no entanto, exemplares de classes dimensionais até à areia muito grosseira. os sedimentos são essencialmente bem calibrados a moderadamente calibrados, com um grupo grande de amostras fracamente calibradas. As amostras recolhidas durante a campanha MINEPLAT IV


ASSoCIAção PoRTUGUESA DE GEóLoGoS

A. Pacheco, M. Luís, P. Nogueira, V. Magalhães, J. Noiva, S. Velez 145 P. Moita, A. Tsoupras, P. Terrinha, C. Ribeiro

apresentam uma maior dispersão do que as amostras recolhidas na zona de odeceixe. Quanto à assimetria, as amostras têm maioritariamente uma assimetria muito negativa no caso das amostras de odeceixe e uma grande dispersão de valores, de muito negativa a muito positiva, para as amostras da campanha MINEPLAT IV. 4. Discussão e Conclusões Relativamente à distribuição granulométrica, previa-se a diminuição da dimensão média dos sedimentos à medida que a profundidade e a distância à linha de costa aumentassem, no entanto, este facto não se confirmou, pelo que a variabilidade da granulometria dos mesmos, não está diretamente relacionada com a profundidade ou distância à área emersa. Através da análise dos dados da batimetria, foi possível obter uma noção mais consistente da plataforma continental alentejana, e verificar a existência de paleo-litorais formados em alturas em que o nível do mar estaria mais baixo (Ribeiro et al., 2019). Neste contexto de uma morfologia da plataforma irregular, marcada pela ocorrência de antigos litorais, com potencial para uma sedimentação semelhante à que se encontra na praia de S. Torpes a sul de Sines (Pombo et al., 2014), a localização relativamente aos paleo-litorais poderá ser uma das principais responsáveis pela distribuição granulométrica dos sedimentos da plataforma continental alentejana. Relativamente à mineralogia dos mesmos, foram encontrados minerais com potencial interesse económico, nomeadamente óxidos de titânio, fosfatos e glauconite, cuja composição química se encontra a ser determinada por LA-ICP-MS. Agradecimentos Este trabalho foi realizado no âmbito do projeto MINEPLAT (ALT20-03-0145-FEDER-000013 financiado pelo Programa Alentejo 2020). Agradece-se à Fundação Ciência e Tecnologia através do projeto UIDB/04683/2020 - ICT (Instituto das Ciências da Terra). Um especial agradecimento do Professor Doutor João Cascalho pelos seus comentários que em muito contribuíram para o aperfeiçoamento deste manuscrito.

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GEONOVAS VOL.

ASSOCIAçãO PORTUGUESA DE GEóLOGOS

33, N.º 1-2: 147 a 158, 2020 147

Estudos micromorfológicos e composicionais em depósitos associados ao tsunami de Storegga Ana Patrícia Abrantes1, Bruno Ferreira1, Diogo Neves1, Filipa Ferreira1, Pedro JM Costa2,3* 1

Faculdade de Ciências, Universidade de Lisboa, Edifício C1, Campo Grande, 1749-016 Lisboa, Portugal

2

Departamento de Ciências da Terra, Faculdade de Ciências e Tecnologia, Universidade de Coimbra, Pólo II, Rua Sílvio Lima, 3030-790 Coimbra, Portugal

3

Instituto Dom Luiz, Faculdade de Ciências, Universidade de Lisboa, Edifício C1, Campo Grande, 1749-016 Lisboa, Portugal *Autor correspondente: ppcosta@dct.uc.pt

Resumo Um dos maiores tsunamis a afetar o Atlântico foi o de Storegga que inundou vastas áreas do Reino Unido e da Noruega há 8200 anos Cal BP. Este evento deixou impresso no registo geológico uma assinatura peculiar, sendo esta a única ferramenta disponível para melhor reconstruir este evento. Com esse propósito foram recolhidas amostras deste depósito tsunamigénico em Dury Voe e Whale Firth no arquipélago das ilhas Shetland (Escócia). Neste trabalho apresenta-se um estudo micromorfológico e composicional usando lâminas delgadas de dimensão considerável (13,8 cm altura por 6,7 cm de largura - por forma a incluir todo o depósito de tsunami). O arranjo estrutural do depósito e a variação vertical da composição mineralógica foi analisada com a contagem de aproximadamente 100 partículas em cada célula em que foram divididas as lâminas (divididas em sectores de igual dimensão 1,15 cm x 1,67 cm). Assim, observa-se uma maior concentração de matéria orgânica na base do depósito seguido de um aumento da concentração sedimentar (arranjo e densidade de partículas) que resulta de uma fase inicial do evento com maior capacidade erosiva e com predominância de transporte por tração. Posteriormente, regista-se uma fase dominada por sedimentação por densidade. Desta forma, foi possível estabelecer modos de transporte sedimentar associados ao tsunami de Storegga. Palavras-chave: Estruturas sedimentares, arquitetura deposicional, sedimentos, inundação tsunamigénica, onda de retorno. Abstract The Storegga tsunami was one of the biggest tsunamis to affect the Atlantic, flooding vast areas of the UK and Norway 8200 Cal yrs BP. This event imprinted a peculiar signature on the geological record, and this is the only tool available to better reconstruct this event. Tsunami samples lay down by this event were collected at Dury Voe and Whale Firth in the Shetland archipelago (Scotland). In this work, a micromorphological and compositional study using mammoth thin sections (13.8 cm x 6.7 cm - in order to include the entire deposit) is presented. The internal architecture of the deposit and the vertical variation of the mineralogical composition was analyzed by counting approximately 100 particles in each cell in which the thin section was divided. Each cell divided the mammoth thin section in equal segments of 1.15 cm x 1.67 cm. The structural arrangement and the presence of a greater number of plant fragments are observed essentially at the base of the deposit, which results from the greater erosive capacity and translates the higher sediment concentration in the initial phase of the tsunami, suggesting the predominance of transport by traction in that phase, replaced by density sedimentation in the later phase. This approach allowed the identification of sediment transport modes associated with the Storegga tsunami inundation. Keywords: Sedimentary structures, depositional architecture, sediments, tsunami inundation, backwash.


148 Estudos micromorfológicos e composicionais em depósitos associados ao tsunami de Storegga

1. Introdução Os estudos de depósitos de tsunami são importantes como fonte de informação para a melhor compreensão de eventos tsunamigénicos, principalmente para os eventos que são anteriores ao registo instrumental. Para além disso, estes estudos contribuem para uma definição mais rigorosa de períodos de retorno e de risco associado a estes eventos. Atualmente, a análise a depósitos de tsunami não se restringe apenas à sua identificação centrando-se também na compreensão da hidro-morfodinâmica do evento (e.g. altura de ondas, competência de transporte, rotas de inundação, extensão da inundação, fontes sedimentares, modos de transporte e de deposição, entre outros parâmetros). A utilização de técnicas da área da sedimentologia, da paleontologia, da geoquímica e da geofísica são fundamentais para inferir/determinar importantes parâmetros quantitativos sobre eventos tsunamigénicos antigos através de dados geológicos (Costa & Andrade, 2020). Esta abordagem, necessariamente pluridisciplinar, facilita a reconstituição detalhada de tsunamis tanto da sua fase de inundação, como da fase de retorno (backwash) de um tsunami. A génese de tsunamis está, por vezes, associada a deslizamentos submarinos. Atualmente, reconhece-se que o tsunami de Storegga, que ocorreu há 8200 anos, teve origem num deslizamento submarino de grandes dimensões a cerca de 150 km de Ormen Lange (sudoeste da Noruega) (Dawson et al., 2020). O tsunami de Storegga percorreu o Mar da Noruega, o Mar da Gronelândia e o todo o Atlântico Norte, deixando vestígios sedimentares nas ilhas Shetland (Escócia), na Escócia, em Inglaterra, na Noruega, na Gronelândia e nas Ilhas Faroé (Dawson et al., 1988; Bondevik et al., 1997, 2003, 2005a; Grauert et al., 2001; Smith et al., 2004; Wagner et al., 2007; Rasmussen et al., 2018). A natureza dos depósitos de tsunamis é influenciada pela fonte sedimentar disponível e pela litologia existente, sendo certo que as assinaturas sedimentares de tsunamis são formadas essencialmente por material existente nas franjas da zona costeira. No caso em análise, a sedimentação nas áreas de estudo é essencialmente turfosa durante todo o Holocénico. No entanto, subjacente a este, encontra-se material pouco estruturado, heterométrico, essencialmente composto por uma matriz arenosa grosseira e que inclui blocos de dimensão métrica. Esta unidade designada por “glacial till” foi depositada durante o Dryas Recente e terá sido a fonte principal que

alimentou os depósitos associados ao tsunami de Storegga naquele arquipélago (Costa et al., 2015). À semelhança de muitos depósitos de tsunami descritos em outras localizações no mundo, as unidades arenosas associadas ao tsunami de Storegga caracterizam-se pela sua singularidade no registo Tardi-Holocénico e pelo seu carácter massivo (onde é difícil discernir sub-unidades que possam corresponder a diferentes fases de inundação). Para além disso, este depósito partilha um conjunto de características texturais, de estruturas sedimentares, de distribuição espacial e de composição paleontológica e geoquímica que são comummente associados a depósitos de tsunami. Na verdade, a maioria dos depósitos de tsunami tendem a ser massivos, pelo que estas estruturas sedimentares são difíceis de identificar o que limita a reconstrução da dinâmica do evento. No entanto, a deteção de estruturas sedimentares em depósitos de tsunami está umbilicalmente associada aos métodos de amostragem. No caso de serem realizadas trincheiras/sanjas é possível identificar estruturas sedimentares (com diferentes escalas de representação no depósito). Por oposição, quando são obtidas amostras através de sondagens, esta identificação revela-se mais complexa e limita as inferências que são obtidas. São exemplos destas estruturas intra-clastos lodosos (e.g. Dawson, 1994; Hindson & Andrade, 1999; Bondevik et al., 2003; Morton et al., 2007; Paris et al., 2009), estratificação entrecruzada (e.g. Choowong et al., 2008) e deformação a microescala (Matsumoto et al., 2008). Também foram identificadas estruturas como laminações paralelas, cruzadas, convoluções e marcas de ondulação. No trabalho de Morton et al. (2007) foram ainda identificadas paleocorrentes correspondentes ao momento de retorno da onda. Por vezes, é possível individualizar no depósito tsunamigénico as diferentes ondas associadas ao evento através do reconhecimento de marcadores entre as diferentes sub-unidades como, por exemplo, através da identificação de drapes lodosas (e.g. Fujiwara & Kamataki, 2007). Além disso, a presença de camadas lodosas ou de camadas com material orgânico são indicadores de múltiplas ondas de tsunami (e.g. Bondevik 2003). Estas camadas de transição resultam de uma diminuição da energia hidrodinâmica durante a sedimentação (e.g. Dawson et al. 1988; Minoura et al., 2000) apesar de, por vezes, a camada de transição ser dificilmente identificável, uma vez que as partículas de menores dimensões se depositam mais lentamente. Além disso, a camada de transição pode ter uma espessura variável (Costa & Andrade, 2020).


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Para além de aspetos relacionados com as estruturas sedimentares, há um outro conjunto de parâmetros sedimentológicos que ajudam no estabelecimento de características físicas da inundação. Por exemplo, a dimensão granulométrica traduz a competência do transporte sedimentar. A diversidade composicional permite realizar estudo de proveniência e com isso estabelecer rotas de inundação e fontes sedimentares. A presença de drapes lodosos (finas camadas milimétricas de lodo intercalando os níveis arenosos tsunamigénicos) indica paragem nas condições de alta energia da inundação, permitindo nessa acalmia a deposição de sedimentos finos. Tal permite inferir, por exemplo, o número de ondas ou fases de inundação de um evento tsunamigénico. Este trabalho tem como objetivo identificar variações composicionais verticais ao longo de um depósito associado ao tsunami de Storegga, para assim inferir e reconstruir a dinâmica desse evento. Com este objectivo e utilizando abordagens sedimentológicas quantitativas foram estudados dois depósitos deste tsunami, um em Whale Firth e outro em Dury Voe, ambos localizados nas ilhas Shetland. 2. Área de estudo Whale Firth localiza-se na ilha de Yell no arquipélago das Shetland, Escócia (Figura 1). Por sua vez, Dury Voe localiza-se na ilha Mainland, no mesmo arquipélago escocês (Figura 1). Em Dury Voe, Bondevik et al. (2005) descreveu um nível arenoso (com 1 a 5 cm de espessura) associado a um evento tsunamigénico mais recente (1500 anos BP) e compatível com o depósito descrito em Basta Voe (Figura 1) por Dawson et al. (2006). No entanto, estudos mais recentes de Dawson et al. (2020) sugerem uma dinâmica sedimentar mais complexa, tendo sido também detetado um nível arenoso decimétrico que rampeia ao longo da encosta até que se torna indistinguível da lâmina arenosa superior descrita por Bondevik et al. (2005). Datações por radiocarbono confirmaram a associação deste nível de areia média ensanduichado em turfa com o tsunami de Storegga que terá ocorrido há cerca de 8200 cal anos BP. Numa campanha de campo que decorreu em junho de 2013 foram escavadas diversas trincheiras e recolhidos box-cores para posterior análise textural, geoquímica, paleontológica e de arquitetura interna do depósito. Sendo esta análise realizada com alta resolução. O trabalho de análise micromorfológica foi efectuado num destes box-cores, recolhidos em afloramentos no tardoz da praia de cascalho e a menos de 100 metros da linha de costa atual.

Ana Patrícia Abrantes, Bruno Ferreira, Diogo Neves, 149 Filipa Ferreira, Pedro JM Costa

De forma semelhante, em Whale Firth (Figura 1) são visíveis vestígios do tsunami de Storegga em afloramentos que formam a pequena arriba da praia. Nestes afloramentos é visível uma camada de areia média-grosseira e que pode atingir os 20 centímetros de espessura. Esta camada encontra-se embebida numa formação turfosa com cerca de 1 metro de espessura e que se deposita sobre depósitos glaciares com idade correspondente ao Dryas Recente (Dawson et al., 2020). O procedimento de amostragem seguido foi exatamente o mesmo e, pode observar-se na Figura 1, o local de amostragem do box-core. Whale Firth é o único local da costa oeste do arquipélago das Shetland onde o depósito do tsunami de Storegga se encontra bem preservado. Para além disso, este depósito rampeia ao longo da encosta da baía de Whale Firth e atinge a cota máxima onde o depósito de Storegga foi observado (ligeiramente superior aos 11 metros acima do nível médio do mar). Os trabalhos de Bondevik et al. (2003) sugerem que, à data do tsunami – 8200 cal anos BP, o nível do mar naquela região estaria a 20 a 30 metros abaixo do nível atual. Aliás, a ação isostática nesta área do globo tem favorecido, por enquanto, a preservação deste depósito apesar da subida do nível do mar global que se vem registando nas últimas décadas. 3. Métodos Em Whale Firth e Dury Voe, nas Ilhas de Shetland (Escócia), foram realizadas amostragens com recurso a box-cores, para a recolha completa do depósito arenoso do tsunami de Storegga. O depósito foi processado e foram produzidas lâminas delgadas com 13,8 cm x 6,7 cm de dimensão e com espessura de 30 μm. As lâminas delgadas são consideradas perfeitas quando têm uma espessura final de 30 micra, tal que a birrefrangência ao microscópio de luz polarizada, com nicóis cruzados, não apresente alterações de cor que variem entre o verde, o roxo e o rosa. Para isso a amostra de sedimento teve de passar por uma série de etapas que foram criteriosamente respeitadas: i) a amostra retirada do perfil estratigráfico foi seca num forno ventilado a uma temperatura inferior a 45º durante 24 horas para retirar o excesso de água; ii) foi endurecida com uma mistura de resina epóxi, organic peroxide catalyst (MEKP) e acetona. Este processo é acelerado em câmara de vácuo durante 48 horas; iii) repousou até endurecer a uma temperatura ambiente numa sala de humidade controlada durante 1 a 2


150 Estudos micromorfológicos e composicionais em depósitos associados ao tsunami de Storegga

Figura 1 – Localização dos depósitos do tsunami de Storegga em Whale Firth e Dury Voe. Em baixo, imagem de detalhe do afloramento em Whale Firth, zoom para o depósito arenoso associado ao tsunami de Storegga ensanduichado entre unidades turfosas (castanhas escuras). Figure 1 – Storegga tsunami deposit location in Whale Firth and Dury Voe. Lower image displays outcrop detail in Whale Firth where one can observe the sandy tsunami deposit over and underlied by (browish) peat layers.


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meses; iv) uma vez endurecida foi cortada com uma serra de ponta de diamante e limpa com acetona na superfície cortada; v) a fatia da amostra foi levada a colar numa lâmina de vidro de 3 mm de espessura com uma mistura de resina e catalisador por um período de 24 horas; vi) foi colocada numa máquina que cortou sedimento quase até à espessura final; vii) o último polimento foi controlado lentamente com mó de pedra ou lixa manual. As lâminas delgadas (mammoth thin sections) foram divididas em sectores de igual dimensão (1,15x1,67 cm) que foram nomeados alfabeticamente da base para o topo (linhas A, B, C, D, E) e subdivididas verticalmente (colunas I, II, III). A lâmina correspondente ao depósito de Whale Firth (Figura 1-a) foi dividida em 5 sectores (A a E), por

Ana Patrícia Abrantes, Bruno Ferreira, Diogo Neves, 151 Filipa Ferreira, Pedro JM Costa

sua vez, a lâmina correspondente ao depósito de Dury Voe (Figura 1-b) foi dividida em 2 sectores (A e B). Sempre que possível, foram analisadas e contabilizadas aproximadamente 100 partículas (minero-, lito- e bioclastos). Os minerais foram caracterizados e identificados com recurso ao microscópio petrográfico Zeiss e observados com diferentes ampliações. As lâminas dos depósitos de Whale Firth e Dury Voe encontram-se representadas na Figura 2. 4. Resultados 4.1. Depósito de tsunami em Whale Firth (Escócia) A análise composicional da lâmina W.F.2 (Whale Firth, Escócia) permitiu identificar e conta-

Figura 2 – Lâminas dos depósitos do tsunami de Storegga em Whale Firth (a)W.F.2 e Dury Voe (b) D.V.12. Para não preencher demasiado a imagem, optou-se por colocar apenas a identificação das secções em cada linha. Figure 2 – Mammoth thin sections from the Storegga tsunami deposit in Whale Firth (a) W.F. 12 and Dury Voe (b). To avoid graphical noise, we opted to only identify one section per line.


152 Estudos micromorfológicos e composicionais em depósitos associados ao tsunami de Storegga

bilizar lito e mineroclastos que se encontram discriminados, por secção, na Tabela 1. Verifica-se um domínio de quartzo, feldspatos e filossilicatos ao longo do depósito de tsunami W.F.2, e o aumento da concentração de matéria orgânica no topo e na base do depósito. Na base do depósito (sector A-I, II, III) existe um predomínio de matéria orgânica e a concentração mineralógica é baixa. No sector B verifica-se um aumento da concentração mineralógica e, consequente diminuição da matéria orgânica. Os minerais

apresentam dimensões variadas e encontram-se dispersos na matriz, ocorrendo pontualmente contactos entre eles. Estes minerais apresentam também sinais de alteração química relacionada com a fonte sedimentar (acidificação provocada pelas turfas sobrejacentes). Por sua vez, nos sectores C e D, verifica-se um aumento relativo da concentração mineralógica, os grãos são de maiores dimensões e estão em contacto entre si (matriz “grain supported”). Por fim, no sector E, confirma-se um aumento relativo da matéria orgânica e uma diminuição da

Tabela 1 – Resultados da análise composicional/mineralógica do depósito de tsunami W.F.2. Table 1 – Compositional/Mineralogical data obtained from the analysis of the tsunami deposit retrieved from trench W.F.2 LINHA

% % % FILOSSILICATOS FELDSPATO QUARTZO

% OUTROS MINERAIS

% Nº NÃO OBS. IDENTIF.

DESCRIÇÃO

E-III

33.3

15.4

41.0

5.1

5.1

39

>> Matéria orgânica << Concentração mineralógica

E-II

24.6

50.0

12.7

9.3

3.4

118

> Matéria orgânica < Concentração mineralógica

E-I

37.4

46.7

6.5

4.7

4.7

107

< Matéria orgânica > Concentração e tamanho dos minerais

D-III

27.1

52.9

14.1

4.7

1.2

85

< Matéria orgânica > Concentração e tamanho dos minerais

D-II

12.7

60.9

21.8

4.5

0.0

110

> Concentração e tamanho dos minerais

D-I

14.2

66.0

9.4

10.4

0.0

106

Idêntico a D-II

C-III

16.3

56.1

19.4

4.1

4.1

98

> Concentração e tamanho dos minerais

C-II

9.3

61.6

20.9

8.1

0.0

86

Idêntico a C-III

C-I

13.6

51.5

23.3

9.7

1.9

103

Idêntico a C-II

B-III

9.0

60.7

19.1

10.1

1.1

89

< Concentração mineralógica Minerais de dimensões variadas

B-II

11.8

54.8

25.8

7.5

0.0

93

Matéria orgânica ocasional. Grãos de menores dimensões, dispersos e alterados

B-I

19.1

58.8

17.6

2.9

1.5

68

Matéria orgânica abundante. Grãos de menores dimensões, dispersos e mais alterados que em B-II

A-III

13.6

40.9

20.5

9.1

15.9

44

>> Matéria orgânica << Concentração mineralógica

A-II

16.7

16.7

16.7

0.0.«

50.0

6

>>> Matéria orgânica

A-I

100

0

0

0

0

1

>>> Matéria orgânica


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concentração mineralógica, vísivel no sector EIII. Os minerais dominantes neste sector são de dimensões reduzidas (areias finas) e predominam os filossilicatos. Na Figura 3 encontram-se fotografias das observações ao microscópio petrográfico nos diferentes sectores (A, B, C, D e E). 4.2. Depósito de tsunami em Dury Voe (Escócia) A análise composicional da lâmina D.V.12 (Dury Voe, Escócia) permitiu identificar e contabilizar lito e mineroclastos que se encontram discriminados, em cada secção, na Tabela 2. De acordo com a Tabela 2 verifica-se um domínio de quartzo, feldspatos e filossilicatos ao longo do depósito de tsunami D.V.12, ocorrendo um aumento da concentração de matéria orgânica

Ana Patrícia Abrantes, Bruno Ferreira, Diogo Neves, 153 Filipa Ferreira, Pedro JM Costa

no topo (B-III) e na base do depósito (A-I e A-II). A partir da linha A-III verifica-se uma diminuição relativa da matéria orgânica e o aumento relativo da concentração mineralógica. No sector B, nas linhas B-I e B-II, a matéria orgânica é reduzida e há um aumento relativo da concentração mineralógica. Por fim, no topo do depósito, na linha B-III ocorrem pontualmente minerais pequenos e dispersos numa matriz densa de matéria orgânica. A análise estatística dos resultados da Tabela 1, do depósito de Whale Firth, permitiram identificar as diferentes fases de inundação e de retorno do evento. Em Dury Voe, uma análise semelhante é limitada pela menor espessura do depósito (apenas 2 sectores). Na Figura 4 encontram-se fotografias das observações ao microscópio petrográfico nas diferentes linhas nos dois sectores para o depósito de Dury Voe.

Figura 3 – Observação ao microscópio petrográfico do depósito de tsunami W.F.2 (Ampliação 40x). Figure 3 – Obervation of the tsunami deposit W.F.2 at the petrographic microscope (40x). Each circle has approximatelly 1 cm in diameter.


154 Estudos micromorfológicos e composicionais em depósitos associados ao tsunami de Storegga

Tabela 2 – Resultados da análise composicional/mineralógica do depósito de tsunami D.V.12. Table 2 – Compositional/Mineralogical data obtained from the analysis of the tsunami deposit retrieved from trench D.V.12. LINHA

% % % FILOSSILICATOS FELDSPATO QUARTZO

% % Nº OUTROS NÃO OBS. MINERAIS/ IDENTIF. LITOCLASTOS

DESCRIÇÃO

B-III

10.7

21.4

32.1

0.0

35.7

28

>> Matéria orgânica Minerais pequenos e dispersos

B-II1

15.8

41.8

17.1

15.2

10.1

158

< Matéria orgânica > Concentração mineralógica

B-I

17.2

39.7

25.9

8.6

8.6

174

Idêntico a B-II

A-III

13.0

35.8

28.5

10.4

12.4

193

Idêntico a B-II e B-I, mas com aumento ligeiro de grãos maior dimensão

A-II

0.0

66.7

33.3

0.0

0.0

3

>> Matéria orgânica

A-I

0.0

0.0

100

0.0

0.0

2

>> Matéria orgânica

Figura 4 – Observação ao microscópio petrográfico (ampliação 40x) do depósito de tsunami D.V.12. Figure 4 – Tsunami deposit images retrieved from D.V. 12 obtained at the petrographic microscope (40x).


ASSOCIAçãO PORTUGUESA DE GEóLOGOS

5. Discussão 5.1. Análise micromorfológica e composicional Neste estudo procedeu-se à análise micromorfológica e composicional de depósitos associados ao tsunami de Storegga (Figura 2) com o intuito de estudar a dinâmica do evento. A composição mineralógica dos dois depósitos (Dury Voe e Whale Firth) é semelhante, com pequenas variações nas espécies mineralógicas detetadas devido às diferentes litologias que afloram em cada local de estudo. No entanto, devido à espessura reduzida do depósito de Dury Voe (Figura 2b) torna-se complexo fazer uma inferência mais robusta sobre o evento. Por sua vez, o depósito de Whale Firth (Figura 2a) tem uma espessura considerável (10 cm), sendo por isso, uma amostra particularmente significativa para reconstruir a dinâmica do evento tsunamigénico que afetou esta região do Atlântico. De acordo com as Tabelas 1 e 2 verifica-se que, os dois depósitos, apresentam uma arquitetura interna semelhante. Desde a base dos depósitos até ao topo é possível delimitar sequências que traduzem alterações na dinâmica sedimentar e do modo de transporte. A base dos depósitos é constituída por uma maior percentagem relativa de matéria orgânica, seguida de um aumento da concentração de partículas terrígenas, de maiores dimensões e apresentando uma maior diversidade mineralógica. Na sequência seguinte observa-se um decréscimo na concentração e na dimensão das partículas terrígenas. Finalmente, no topo dos depósitos regista-se novamente uma sequência com elevada concentração de matéria orgânica. No depósito de Whale Firth verifica-se ainda um aumento da percentagem em filossilicatos desde a base até ao topo. Os resultados permitem inferir aspetos sobre a dinâmica do evento, nomeadamente, a existência de uma elevada capacidade erosiva inicial. Costa et al., 2015 também alude à capacidade de erosão salientando, ao mesmo tempo a existência de um contacto de formações sedimentares datadas da transição Pleistocénico-Holocénico (Dryas recente) com as do depósito de tsunami estudado, na zona mais externa do Fjord (Voe) de Dury. Após o momento erosivo inicial regista-se um aumento da concentração de partículas terrígenas o que sugere um predomínio de transporte por tração, tal como descrito por Jaffe et al. (2012). Posteriormente, verifica-se um enriquecimento de filossilicatos nas zonas superiores do depósito. Isto poderá ser devido a alterações na energia do fluxo transportador,

Ana Patrícia Abrantes, Bruno Ferreira, Diogo Neves, 155 Filipa Ferreira, Pedro JM Costa

relacionadas provavelmente com uma diminuição da sua energia, permitindo a deposição de partículas mais finas e com formas mais planares (e.g. filossilicatos). Esta interpretação é especialmente corroborada pelos resultados da amostra de Whale Firth. Finalmente, nos dois depósitos, é possível identificar a fase de recuperação com o regresso às condições de sedimentação turfosa como registado antes do evento. Aliás, a presença da ação química (lixiviação) é visível em alguns casos (corrosão superficial) dos sedimentos arenosos do topo do depósito tsunamigénico. 5.2. Identificação das fases de inundação e de retorno no depósito de Whale Firth A partir da análise da Tabela 1 decidiu-se estudar o evento utilizando como metodologia analítica a observação das variações da concentração em feldspatos. O facto deste grupo de minerais ser escasso na região de Whale Firth significa que sua presença estará relacionada com uma provável origem alóctone. De facto, segundo Costa et al. (2015), admite-se que a presença destes feldspatos se deve à erosão dos sedimentos arenosos do Dryas Recente (glacial till). Assim, as variações da concentração de feldspatos podem podem permitir inferir um possível padrão um possível padrão de inundações tsunamigénicas. O incremento de mais de 20% na concentração total de feldspatos, observado na transição de de A-II para A-III (Tabela 1), poderá ser um indicador do início, um indicador do início da formação do depósito tsunamigénico. Esta transição indica assim a primeira fase de inundação. A fase de retorno, decorrente da primeira fase de inundação, estará representada nas secções B, estando marcada por um aumento progressivo da diversidade mineralógica como consequência da erosão resultante do fluxo de retorno do evento tsunamigénico. Esta fase É inicialmente marcada por um aumento da concentração de filossilicatos e quartzos resultantes da erosão da superfície do terreno. A segunda fase de inundação corresponde à secção C, inicia-se com um decréscimo da diversidade mineralógica em quartzo e em filossilicatos. A segunda fase de retorno ocorre entre C e D e é marcada pelo típico aumento de diversidade mineralógica. A terceira fase de inundação está representada nas secções D e E, verificando-se, como anteriormente, um aumento da concentração em feldspatos. O aumento da concentração de filossilicatos, em comparação com as outras fases de inundação, deve-se ao decréscimo de energia na


156 Estudos micromorfológicos e composicionais em depósitos associados ao tsunami de Storegga

última fase de inundação. Por fim, na última fase de retorno (secções E) ocorre o reequilíbrio do sistema, com o novo aumento de diversidade provocado pelo afluxo de diferentes fontes sedimentares provocadas pela inundação e pelo retorno tsunamigénico. No entanto, nesta fase, os filossilicatos apresentam valores decrescentes até ao topo do depósito. Provavelmente devido ao esgotamento ou uma suspensão da influência da fonte sedimentar mais rica em filossilicatos (o glacial till). O topo do depósito pode ser identificado nas secções E-II e E-II devido ao decréscimo significativo da concentração de feldspatos (de 50 para cerca de 15%). Um modelo conceptual de deposição, sumariando os resultados, é proposto na Figura 5. 6. Conclusão O tsunami de Storegga ocorreu há 8200 anos cal BP e apesar destes depósitos ocorrerem em contextos

estratigráficos propícios à lixiviação e à bioturbação, a análise composicional de alta resolução, através da análise micromorfológica, permitiu identificar os diferentes modos de transporte sedimentar que terão decorrido durante o evento. Por exemplo, identificou-se uma maior concentração de matéria orgânica na base do depósito seguida de um aumento da concentração de partículas terrígenas (arranjo e concentração partículas) que aparentemente reflete a fase inicial do evento tsunamigénico caracterizado por possuir maior capacidade erosiva e por haver um predomínio do transporte das partículas por tração. Por sua vez, o estabelecimento de relações de proveniência permitiu a diferenciação entre fases de inundação (mais ricas em feldspatos) e retorno (mais ricas em filossilicatos – e com maior diversidade mineralógica). Este resultado comprova o potencial desta técnica para reconstruir com maior rigor eventos tsunamigénicos passados para os quais as únicas evidências existentes são as suas assinaturas deposicionais.

Figura 5 – Esquema conceptual de deposição do depósito de tsunami tendo por base os resultados apresentados neste trabalho. Figure 5 – Conceptual model of tsunami deposit deposition inferred from the results presented in this work.


ASSOCIAçãO PORTUGUESA DE GEóLOGOS

Agradecimentos Os autores beneficiaram de apoio do projecto: OnOff - PTDC/CTA-GEO/28941/2017 - Coupling onshore and offshore tsunami record: complementary tools for a broader perspective on tsunami events. Os autores agradecem a revisão detalhada e constructiva do Doutor João Cascalho. Os autores agradecem também o apoio do editor da revista Prof. Telmo Santos. Referências Costa, P.J.M., Andrade, C., 2020. Tsunami deposits: Present knowledge and future challenges. Sedimentology, 67, 1450-1465. Bondevik, S., Svendsen, J.I., Mangerud, J., 1997. Tsunami sedimentary facies deposited by the Storegga tsunami in shallow marine basins and coastal lakes, western Norway. Sedimentology 44, 1115-1131. https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.1997.d01-63.x. Bondevik, S., Mangerud, J., Dawson, S., Dawson, A., Lohne, Ø., 2003. Record-breaking height for 8000-year-old tsunami in the North Atlantic. EOS, 84, 289-293. https://doi.org/10.1029/2003EO310001. Bondevik, S., Løvholt, F., Harbitz, C., Mangerud, J., Dawson, A., Inge Svendsen, J., 2005. The Storegga Slide tsunami-comparing field observations with numerical simulations. Marine and Petroleum Geology, 22, 1-2, 195-208. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2004.10.003. Choowong, M., Murakoshi, N., Hisada, K.-i., Charoentitirat, T., Charusiri, P., Phantuwongraj, S., Wongkok, P., Choowong, A., Subsayjun, R., Chutakositkanon, V., Jankaew, K., Kanjanapayont, P., 2008. Flow conditions of the 2004 Indian Ocean tsunami in Thailand, inferred from capping bedforms and sedimentary structures. Terra Nova, 20, 141-149. Costa, P.J. M., Andrade, C., Cascalho, J., Dawson, A. G., Freitas, M. C., Paris, R. and Dawson, S., (2015). Onshore tsunami sediment transport mechanisms inferred from heavy mineral assemblages. The Holocene, Volume 25, no. 5, 795-809. doi: 10.1177/0959683615569322. Dawson, S., Smith, D.E., Ruffman, A., Shi, S., 1996. The diatom biostratigraphy of tsunami sediments: Examples from recent and middle holocene events. Physics and Chemistry of the Earth, 21, 1-2, 87-92. https://doi.org/10.1016/S0079-1946(97)00015-3. Dawson, A.G., Long, D., Smith, D.E., 1988. The Storegga Slides: Evidence from eastern Scotland for a possible tsunami. Marine Geology, 82, 3-4, 271-276. https://doi.org/10.1016/0025-3227(88)90146-6.

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GEONOVAS SÍNTESE DAS INSTRUÇÕES AOS AUTORES A – Estatuto editorial da GEONOVAS A Geonovas, publicada desde 1981, é a revista oficial da APG – Associação Portuguesa de Geólogos. É uma revista de acesso livre (open access) e com revisão por pares (peer review) que publica, duas vezes por ano (junho e dezembro), artigos originais em todos os domínios das Geociências e de todas as partes do Mundo. Devido à sua ligação, através da APG, ao domínio académico e empresarial, a Comissão Executiva da Geonovas considera particularmente importantes trabalhos relacionados com as Geociências em território nacional, orientados para a Sociedade e para os vários níveis científicos e profissionais que compõem a nossa Comunidade Geocientífica. Desta forma, é particularmente bem-vinda a submissão de artigos originais e notas técnicas no âmbito das geociências aplicadas e/ou ambientais e artigos de revisão, síntese e de divulgação em todas as áreas do conhecimento geológico. B – Informação geral Os autores devem seguir as normas que são apresentadas nos parágrafos seguintes, bem como o template da revista. A submissão de artigos à Geonovas implica a aceitação destas normas. Cada artigo será avaliado por um membro da Comissão Editorial e por dois revisores anónimos, podendo ser recusada a sua publicação. O nome dos revisores poderá ser incluído nos agradecimentos caso os autores desejem. Os artigos devem ser originais e incluir dados, interpretações ou sínteses não publicados previamente. Não poderão ser submetidos a outras revistas. C – Preparação do artigo O último número da Geonovas deve ser consultado para mais fácil preparação do artigo. Os manuscritos que não sigam as instruções que se seguem serão devolvidos aos autores para procederem às alterações necessárias. 1. Submissão Todos os artigos deverão ser submetidos para o email institucional da Geonovas (geonovas@apgeologos.pt) ou diretamente para o Editor-chefe (tmsantos@fc.ul.pt).

Os artigos deverão conter os seguintes ficheiros: a) Manuscrito (documento Word) que deverá incluir as seguintes partes: i) Páginas iniciais com título do trabalho, autor(es), afiliação(ões), contacto(s), título curto, resumo, abstract, palavras-chave e keywords; ii) Texto principal; iii) Agradecimentos; iv) Referências bibliográficas; b) Legendas das Figuras e Tabelas (num documento Word à parte do Manuscrito); c) Figuras enviadas em ficheiros JPEG ou TIFF à parte (não inseridas no manuscrito) com boa qualidade; d) Tabelas (num documento Word à parte); e) Lista com três possíveis revisores para o artigo (documento Word) com nomes, afiliações e endereços de e-mail. A Geonovas não garante que qualquer dos nomes propostos seja escolhido para rever o artigo. Todos os ficheiros deverão ser submetidos com um nome razoável que indique o que esse ficheiro contém e numa ordem sequencial lógica, como por exemplo: – Título do trabalho.doc – Legendas.doc – Figura1.jpg – Figura2.jpg – Tabelas.doc – Revisores.doc 2. Informação adicional Os manuscritos deverão incluir numeração de páginas e linhas. Os manuscritos deverão ser preparados usando um tipo de letra comum e tamanho adequado (exemplo Times 12 ou Arial 12) e espaçamento duplo, coluna única e formato A4. Os artigos devem ser escritos em português, devendo apresentar sempre um resumo em português e inglês que não podem conter mais de 200 palavras cada. Todos os manuscritos deverão conter palavraschave a seguir aos resumos. Tanto para o resumo em português como para o em inglês não poderão ter mais que 5 palavras-chave. Para artigos em coautoria, o manuscrito deverá mencionar o autor correspondente. Se não for


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mencionado, o autor que submeteu o artigo será considerado o autor correspondente. A submissão de artigos em coautoria implica que o autor correspondente tenha o acordo dos restantes autores. 3. Preparação do Manuscrito As primeiras páginas do manuscrito deverão conter o título do artigo (tamanho 20), os nomes dos autores (tamanho 14), a afiliação dos autores com endereços institucionais (tamanho 10), bem como a indicação a que autor deverá ser enviada a correspondência. De seguida, deverá conter o resumo em português e inglês seguido de até cinco palavras-chave (tamanho 10). Cada resumo deverá ser inteligível por si próprio, devendo ser uma compilação das informações e interpretações do artigo, e não uma simples referência aos assuntos abordados. O texto principal (tamanho 12) deverá seguir-se e poderá ser dividido em secções. Os agradecimentos deverão seguir o texto principal e deverão ser reunidos numa secção denominada por Agradecimentos. No texto principal, as referências deverão ser citadas pelo(s) nome(s) do(s) autor(es), e pela data da edição (entre parêntesis) como nos exemplos seguintes: Dias & Cabral (1989), Cabral (1995), (Cunha, 1987; 1992; 1996), (Raposo, 1987; 1995a; 1995b; Cunha et al., 2008; Oosterbeck et al., 2010). Todas as referências citadas no texto deverão ser organizadas por ordem alfabética no fim do texto (a seguir aos Agradecimentos) numa secção denominada Referências Bibliográficas. Para elaboração desta secção, os autores deverão consultar o último número das Geonovas e seguir estes exemplos. Teses: Beetsma, J.J., 1995. The late Paleozoic and Hercynian crustal evolution of the Iberian Massif, Northern Portugal. Unpublished PhD thesis, Faculty of Earth Sciences, Vrije University, Amsterdão, 233. Livros: Dallmeyer, R.D., Martínez García, E., 1990. Pre-Mesozoic Geology of Iberia. Springer-Verlag. Berlim, 416. Capítulos de livro: Ribeiro, A., Quesada, C., Dallmeyer, R.D., 1990. Geology of the Iberian Pyrite Belt. In: Dallmeyer, R.D., Martínez García, E. (Eds) Pre-Mesozoic Geology of Iberia. Springer, Berlim, 339-409.

Artigos em revista: Sant’Ovaia, H., Ferreira, N., Noronha, F., Leblanc, D., 2010. Magmatic structures and emplacement of the Hercynian granites from Central Portugal (Serra da Estrela and Castro Daire areas). Journal of Structural Geology, 32, 1, 1450-1465. Resumos em congresso: Mendes, A.C., Dias, G., 1997. Plutonismo hercínico na Zona Centro-Ibérica: petrogénese e geocronologia do maciço granítico de Peneda-Gerês. Livro de actas do I Congresso Ibérico de Geoquímica, 1, 520-527. Cabeçalhos, rodapés e notas de fim de página não poderão ser usados em qualquer circunstância. Fórmulas matemáticas são geralmente introduzidas como parte de frases, requerendo pontuação. 4. Figuras Todas as ilustrações (figuras, gráficos, mapas, fotos, etc…) são figuras e devem ser referidas como tal. No início da frase devem ser escritas por extenso (e.g.: Figura 1). Dentro da frase devem ser escritas de forma abreviada (e.g.: Fig. 1). As figuras deverão estar numeradas sequencialmente e devem ser enviadas em ficheiros separados com resolução adequada para publicação (no mínimo 300 dpi), não excedendo os 4 Mb cada. As diferentes partes de uma figura devem estar indicadas como a), b), c), etc., e devem ser referidas como tal nas legendas (e.g.: Fig. 5 – a)), mas como a, b, c, etc. no texto (e.g.: Fig. 5d). 5. Tabelas As tabelas devem ser enviadas num documento Word à parte. As unidades devem ser referidas apenas na legenda e não ao longo da tabela. No texto devem ser referidas e numeradas como as figuras. 6. Legendas As legendas das figuras e tabelas devem ser apresentadas com espaçamento duplo num documento Word à parte. As legendas devem ser providenciadas em português e inglês, descrevendo brevemente o conteúdo das figuras e/ou tabelas. 7. Separatas Não serão fornecidas separatas aos autores, apenas ficheiros pdf dos seus trabalhos.



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Associação Portuguesa de Geólogos

A Associação Portuguesa de Geólogos foi fundada em 1976. É uma associação sócio-profissional, sem fins lucrativos, que congrega profissionais da Geologia que se dedicam a domínios diversificados no âmbito das Ciências da Terra. É membro fundador da Federação Europeia de Geólogos. É também membro da Federação Portuguesa das Associações e Sociedades Ciêntíficas (FEPASC). Os objectivos da Associação Portuguesa de Geólogos são os seguintes: - Representar a profissão de Geólogo junto dos poderes públicos e privados; - Promover a elevação, independência e prestígio da profissão; - Defender os interesses dos Geólogos e da Geologia; - Promover o desenvolvimento científico e técnico dos seus associados; - Cooperar na preparação de leis e regulamentos relativos ao título e ao exercício da profissão; - Aprovar um código português de deontologia profissional (Código Deontológico); - Intervir no planeamento do ensino da Geologia. Quer receber informações sobre as atividades desenvolvidas pela APG? Envie-nos o seu endereço eletrónico para info@apgeologos.pt solicitando a inclusão na nossa lista de divulgação. Consulte como se inscrever como sócio em www.apgeologos.pt Associação Portuguesa de Geólogos Morada social e Endereço Postal Museu Geológico, Rua da Academia das Ciências, n.º 19 - 2º 1200-168 Lisboa Telefone +351 213 477 695 Fax +351 213 477 695 info@apgeologos.pt www.apgeologos.pt

Comissão Diretiva Luís Lopes Luís Gonçalves Patrícia Matos Helder Chaminé Gina P. Correia Mafalda Oliveira João Carlos Nunes Comissão Editorial Telmo Bento dos Santos (FCUL) José Romão (LNEG) Luís Lopes (ICT, UÉVORA) Mónica Sousa (ICT, FCUP, APG) Zélia Pereira (LNEG)

Execução gráfica DigiCreate, Lda. Depósito Legal 183140/02 ISSN 0870-7375 Tiragem 250 exemplares Periodicidade Semestral

Fotos de capa Microfotografia de granulito máfico com textura coronítica, foto de Pedro Cachapuz (superior) São Martinho do Porto, foto de Mónica Sousa (inferior)


Nº 29 • 2016 • ISSN 0870-7375 • ANUAL


ÍNDICE Pág. 1 Editorial Joaquim Luís Galego Lopes Pág. 3 Estudo hidrodinâmico das áreas de Valongo, de Paredes e Arouca (N de Portugal) Eduardo Gonçalves Pág. 25 O sucesso da modelagem geológica 3D para uma perfuração offshore de alto risco: Campo de óleo Pirauna, Bacia de Campos, Brasil Mário Pereira de Carvalho, Kledson Tomaso Pereira de Lima, Mateus Martins de Lima Pág. 37 A case of a slope monitoring using a drone J. L. Tocha Santos, Alexandre Santos Pág. 47 Amianto em Portugal: a difícil aplicação da Lei 2/2001 José Janela, Pedro Pereira Pág. 55 Educar e Comunicar em Geociências através da Ciência Cidadã: um projeto de investigação potenciador de uma visão Geoética Tiago Ribeiro, Rui Trindade, Clara Vasconcelos Pág. 63 O Geossinclinal nos finais do séc. XX em Portugal: revolução tardia ou evidências da natureza da Ciência? Edite Bolacha Pág. 79 Museu de Geologia Fernando Real: Uma Forma de Comunicar Ciência M.E.P. Gomes, A. Alencoão, J.M. Lourenço Pág. 89 Litofácies do quaternário na margem esquerda do rio Púngué, junto ao recinto portuário da beira em Moçambique Pandze, D., Sumburane E., Uacane, M. & Gemusse, U. Pág. 95 Geochemistry of mafic dyke swarms of Douar Eç-çour (High Atlas, Morocco): the farthest record of the Central Iapetus Magmatic Province (CIMP) into West African Craton Warda El Moume, Nasrrddine Youbi, Andrea Marzoli, Hervé Bertrand, Moha Ikenne, Moulay Ahmed Boumehdi, Richard E. Ernst, Hind El Hachimi, Mohamed Khalil Bensalah,João Mata, José Madeira, Telmo M. Bento dos Santos, Sofia Martins Pág. 125 Os granulitos enquanto evidências do clímax térmico em orógenos: caracterização, origem e enquadramento geodinâmico P. Cachapuz, T. Bento dos Santos Pág. 137 Caracterização da Cobertura Sedimentar da Plataforma Continental Alentejana A. Pacheco, M. Luís, P. Nogueira, V. Magalhães, J. Noiva, S. Velez, P. Moita, A. Tsoupras, P. Terrinha, C. Ribeiro Pág. 147 Estudos micromorfológicos e composicionais em depósitos associados ao tsunami de Storegga Ana Patrícia Abrantes, Bruno Ferreira, Diogo Neves, Filipa Ferreira, Pedro JM Costa