notícia explicativa das folhas 25-c, 25-d e 29-a - rosmaninhal, segura e retorta (sector norte)

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NOTÍCIA EXPLICATIVADAS FOLHAS 25-C; 25-D; 29-A

ROSMANINHALSEGURA

RETORTA (sector norte)

José RomãoPedro P.CunhaAlcides Pereira

Rúben DiasJoão Cabral

António Ribeiro

UNIDADE DE GEOLOGIA ECARTOGRAFIA GEOLÓGICA

LABORATÓRIO NACIONALDE ENERGIA E GEOLOGIA

LISBOA 2010

Ministério da Economia, Inovação e DesenvolvimentoSECRETARIA DE ESTADO DA ENERGIA E INOVAÇÃO

LABORATÓRIO NACIONAL DE ENERGIA E GEOLOGIA (LABORATÓRIO DE GEOLOGIA E MINAS)

Estrada da Portela – Zambujal2721-866 ALFRAGIDE – PORTUGAL

NOTÍCIA EXPLICATIVA DAS FOLHAS 25-C; 25-D; 29-A

ROSMANINHAL SEGURA

RETORTA (sector norte)

José Romão∗ Pedro P.Cunha∗∗ Alcides Pereira**

Rúben Dias* João Cabral∗∗∗

António Ribeiro***

UNIDADE DE GEOLOGIA E CARTOGRAFIA GEOLÓGICA

LABORATÓRIO NACIONAL DE ENERGIA E GEOLOGIA

LISBOA 2010

ISBN: 978-989-675-009-1

∗ Laboratório Nacional de Energia e Geologia, IP (LNEG). ∗∗ Departamento de Ciências da Terra – Universidade de Coimbra. ∗∗∗ Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa

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COLABORADORES: António Martins – Geomorfologia (Dep. Geociências da Universidade de Évora). José Sampaio – Hidrogeologia (Unidade de Águas Subterrâneas / LNEG). Isabel Antunes – Rochas Magmáticas Intrusivas, Maciço de Segura (Dep. Geociências da Universidade de Castelo Branco). Vítor Lisboa & Augusto Filipe – Recursos Minerais Não Metálicos (Unidade de Recursos e Geofísica / LNEG). Daniel Oliveira – Recursos Minerais Metálicos (Unidade de Recursos e Geofísica / LNEG). João Caninas – Arqueologia (Associação de Estudos do Alto Tejo / AEAT). M.Luisa Ribeiro & Catarina Moniz – Edição

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ÍNDICE I. – INTRODUÇÃO.......................................................................................................................... 4 II. – GEOMORFOLOGIA................................................................................................................. 5 III. – GEOLOGIA............................................................................................................................. 9

III.1 – Estratigrafia ..................................................................................................................... 9 III.2 – Rochas Magmáticas Intrusivas...................................................................................... 14 III.3 – Filões e Massas............................................................................................................. 22

IV. – METAMORFISMO................................................................................................................ 24 V. – TECTÓNICA.......................................................................................................................... 25

V.1 – Fase de Deformação Sarda s. l. .................................................................................... 26 V.2 – Deformação Varisca....................................................................................................... 28 V.3 – Deformação Alpina......................................................................................................... 31

VI. – EVOLUÇÃO GEODINÂMICA DA REGIÃO.......................................................................... 34 VII. – HIDROGEOLOGIA.............................................................................................................. 35

VII.1 – Climatologia e recursos hídricos .................................................................................. 35 VII.2 – Aptidão aquífera das formações geológicas ................................................................ 36 VII-3 – Qualidade das Águas Subterrâneas ............................................................................ 40 VII.4 – Recursos Hidrominerais............................................................................................... 42

VIII. – RECURSOS GEOLÓGICOS.............................................................................................. 43 VIII.1 – Recursos Minerais Não Metálicos............................................................................... 43 VIII.2 – Recursos Minerais Metálicos ...................................................................................... 43

IX. – ARQUEOLOGIA................................................................................................................... 45 REFERÊNCIAS ............................................................................................................................ 49

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I. – INTRODUÇÃO

A presente Notícia Explicativa, ao contrário do que tem sido prática no LNEG e instituições que o precederam, respeita a um grupo de folhas (uma delas, a 29-A, incompleta) da Carta Geológica de Portugal à escala 1/50 000. Esta alteração de procedimentos deveu-se ao facto da carta principal, a Folha de Rosmaninhal, ter a Leste e Sul folhas com áreas muito restritas que puderam ser integradas no formato habitual da publicação, permitindo inclusive, uma melhor observação do conjunto de toda a região.

Esta carta geológica compreende as folhas 25-C (Rosmaninhal), 25-D (Segura) e 29-A (Retorta, sector norte) na escala 1:50 000, com edição topográfica especial elaborada pelo Instituto Geográfico do Exército. Está localizada na parte central do Maciço Ibérico (MI) e é limitada pelos rios Erges e Tejo, que fazem fronteira com Espanha, respectivamente a Este e a Sul.

A Folha 25-C (Rosmaninhal) é constituída pelas cartas 1:25 000 de Ladoeiro (n.º 293), Zebreira-Sul (n.º 294), Monforte da Beira (n.º 305) e Rosmaninhal (n.º 306) do Instituto Geográfico do Exército; a Folha 25-D (Segura) compõe-se pelas cartas 1:25 000 de Segura (n.º 295) e Rosmaninhal Leste (n.º 306-A); o sector norte da Folha 29-A (Retorta) é constituído pelas cartas 1:25 000 de Montalvão (n.º 315-A) e Rosmaninhal Sul (n.º 315-B).

A Folha de Retorta (29-A) foi publicada por A. Dias (1973). Nesta edição foi revista e actualizada com introdução de novos elementos geológicos, em particular os relativos ao Grupo das Beiras.

As mais antigas citações de incidência geológica na região estão relacionadas com as primeiras sínteses cartográficas realizadas nos finais do século XIX por Nery Delgado e Paul Choffat (Carta Geológica de Portugal à escala 1:500.000, 1899). Este último geólogo apresentou um esboço de uma Carta Tectónica de Portugal (1907-1909) no artigo ”Notice sur la carte hipsométrique du Portugal”, onde abordou a geologia da região nos seus traços gerais.

Nery Delgado (1905) estudou os terrenos do Paleozóico descrevendo a “Mancha da Beira” como constituída por xistos argilosos, finos e macios, a Este de Idanha-a-Nova e grauvaques xistóides cinzentos muito finos, entre Zebreira e Segura. Afirmou ainda que estas litologias se transformam em xistos maclíferos cinzentos e rijos, com cristais de quiastolite, nas vizinhanças dos maciços graníticos, originando faixas de metamorfismo de contacto muito irregulares.

Orlando Ribeiro (1939, 1943 e 1951) publicou vários trabalhos de natureza geomorfológica sobre a região. Destaca-se o esboço geomorfológico e corte geológico onde identificou e representou cartograficamente várias superfícies erosivas compartimentadas em blocos, que designou de Cordilheira Central, Planalto da Beira Baixa e Superfícies da Meseta, de Castelo Branco e do Alto Alentejo. Os limites das superfícies erosivas anteriores foram identificados como sendo acidentes tectónicos, de orientação geral NE-SW, que constituem localmente escarpas de falha, como por exemplo a do Ponsul e a de Segura.

Décio Thadeu (1951) apresentou um esboço geológico da Beira Baixa com a localização de jazigos de galena e blenda. Os seus trabalhos permitiram individualizar a província metalogenética alpina, caracterizada pela presença de mineralizações de chumbo e zinco, originadas em condições de baixa pressão e temperatura. Concluiu que a prospecção destas mineralizações deve ser realizada não em profundidade mas sim em extensão lateral. Descreveu ainda a estrutura tectónica da crista quartzítica de Monforte da Beira como consistindo num anticlinal.

Carlos Teixeira (1981), na obra “Geologia de Portugal”, afirmou que afloram xistos e metagrauvaques intercalados de alguns leitos delgados de conglomerados, onde sobressaem fragmentos de liditos, no Monte de Poupa, a Sudoeste de Rosmaninhal.

Alcides Pereira (1985) estudou o maciço granitóide de Zebreira e as rochas filonianas associadas, do ponto de vista petrográfico, geoquímico e estrutural. Em 1986, Pereira et al.,

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apontaram uma idade ante-varisca para esse maciço com base na datação das biotites e moscovites pelo método K-Ar.

Viegas et al. (1988) apresentaram um esboço geológico das cartas de Zebreira-Sul e Segura, onde efectuaram prospecção mineralométrica de cassiterite, volframite, scheelite e ouro. Aplicaram ainda a estatística univariada e utilizaram cartas de “médias móveis ponderadas” a dados de prospecção.

Os depósitos continentais terciários da Beira Baixa foram estudados em detalhe, do ponto de vista estratigráfico, litológico e sedimentológico, bem como a evolução geológica do cenozóico da região e da Bacia do Baixo Tejo (Cunha & Pena dos Reis, 1985; Pena dos Reis & Cunha, 1989; Cunha, 1987a, 1987b, 1992). De acordo com o Código Internacional de Estratigrafia unidades litoestratigráficas foram formalizadas em grupos, formações e membros (Cunha, 1996). As unidades alostratigráficas foram caracterizadas pelas suas descontinuidades sedimentares, bem como pelos respectivos conteúdos líticos, contextos tectono-sedimentares e paleoalterações (Cunha, 2000).

O Grupo das Beiras foi informalmente definido em 1988 (Silva et al., 1988) como uma sucessão litoestratigráfica, composta pela formação de Malpica do Tejo, na base, e formação de Rosmaninhal, no topo (Romão, 1991). Mais tarde, Romão (1994) estudou esta sucessão do ponto de vista estrutural, diferenciando o dobramento sardo s.l. da fase principal de deformação varisca. Foi ainda possível identificar e cartografar dobras e cavalgamentos de idade sarda, a que se sobrepuseram dobras variscas com clivagem de plano axial, produzindo-se estruturas de interferência (Romão & Ribeiro, 1993).

Antunes (1999; 2001) e Antunes et al. (2002) estudaram o Maciço de Segura e as rochas filonianas na sua envolvente do ponto de vista petrográfico e geoquímico. Teceram ainda considerações sobre a sua petrogénese, bem como sobre as condições relativas à sua instalação.

II. – GEOMORFOLOGIA As cartas geológicas de Rosmaninhal, Segura e Retorta ocupam uma área de 708 km2 a SE

de Castelo Branco. Geologicamente a área corresponde a um compartimento abatido pela falha do Ponsul, que aflora no canto NW da Folha, com o substrato parcialmente exumado da cobertura sedimentar cenozóica pertencente à Bacia do Baixo Tejo.

Na descrição da geomorfologia regional efectuada por Dias et al., 1993, em estudo que abrange mais que a metade oriental da Carta, os autores identificam como traços mais importantes a exposição de testemunhos de uma superfície aplanada a cerca de 400m de altitude, disposta segundo ENE-WSW e inclinando para NW em direcção à falha de Segura. Esta superfície foi deformada em concordância com a fina cobertura de “arcoses (endurecidas?)”. Testemunhos de outra superfície aplanada, a cotas de aproximadamente, 300-325m, correspondem a um nível embutido, na superfície anterior, gerado em função da rede de drenagem do Rio Tejo de que constitui o seu nível mais elevado. A falha de Segura aflora na parte central da região cartografada desenvolvendo-se sub paralelamente à do Ponsul e é evidenciada por uma pequena escarpa.

As unidades geomorfológicas regionais foram evidenciadas na Fig. 1: a) relevos tectónicos; b) relevos de resistência, c) formas relacionadas com o modelado fluvial, onde se incluem superfícies de aplanamento, níveis embutidos, terraços fluviais e vales encaixados.

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Relevos tectónicos No quadrante NE da carta, encontra-se um compartimento tectónico, limitado a S pela falha de

Segura, que forma uma escarpa com comando de 80 m do lado NE e cerca de 30 m do lado SW. Este compartimento está arrasado por uma superfície de erosão antiga, talhada nos metassedimentos (metapelitos e metagrauvaques) e, localmente em granitos, com altitude média de 370-380 m; esta superfície desce para SW até atingir 260-280 m, próximo da Ribeira do Aravil, onde se esconde sob a cobertura terciária. Para norte, a superfície está melhor conservada e atinge cerca de 400 m de altitude a norte da povoação de Zebreira. A superfície do referido compartimento tectónico corresponde à base da cobertura arcósica regional exumada (Dias et al., 1993), respectivamente a base da Formação de Cabeço do Infante; encontra-se deformada para WSW a partir do acidente de Segura na direcção da falha do Ponsul. Devido a esta deformação tectónica da superfície basal da cobertura arcósica regional, a área mais deprimida situa-se a Oeste da povoação de Ladoeiro, junto da escarpa de falha do Ponsul onde as altitudes da planície aluvial do Rio Ponsul e dos terraços mais baixos não ultrapassam 130 e 150 m, respectivamente. A inclinação para WSW da superfície basal da Formação de Cabeço do Infante (unidade atribuída ao Eocénico médio a Oligocénico inferior; Cunha, 1996) é explicada pela reactivação inversa das falhas do Ponsul e de Segura, ulteriormente à deposição da cobertura arcósica paleogénica e miocénica (Dias & Cabral, 1989; Dias et al., 1993), considerada pós-Tortoniano médio (Cunha, 1992, 1996). Na falha de Segura, o comando da escarpa (de 30 a 60 m) acentua-se para NE devido à erosão da cobertura terciária provocada pela Ribeira da Enchacana.

Outro compartimento tectónico corresponde ao bloco levantado da falha do Ponsul (NE-SW), situado no canto NW da Folha de Rosmaninhal. Este compartimento encontra-se igualmente arrasado por uma superfície de erosão talhada no substrato, muito dissecada pelo Rio Ponsul nas imediações da escarpa de falha. O topo desta superfície situa-se a 300 m de altitude, nos retalhos melhor conservados. Tal como sucede no compartimento tectónico de Segura, também aqui, a superfície de aplanamento deve corresponder à superfície basal da Formação de Cabeço do Infante, pois o Rio Ponsul apresenta um traçado epigénico (Ribeiro, 1943) relativamente ao compartimento levantado pela falha, indicando que o topo da escarpa terá sido coberto por aquela formação. No compartimento levantado o rio corre num vale encaixado (120 m) em relação à superfície do topo da escarpa de falha; no bloco abatido desenvolveram-se terraços escalonados e uma planície aluvial na área que constitui o depocentro da bacia sedimentar. A escarpa de falha do Ponsul apresenta um comando de cerca de 90 m que resultou, essencialmente, da erosão da cobertura sedimentar no compartimento abatido e consequente exumação da escarpa, anteriormente fossilizada pelos sedimentos cenozóicos.

Um terceiro degrau tectónico corresponde à falha de Cabeça Gorda (Monforte da Beira) (NE-SW) que limita um compartimento abatido a SE e um bloco levantado a NW. A escarpa de Monforte apresenta um comando de cerca de 20 m na extremidade NE que se acentua para SW onde atinge cerca de 60 m. Este desnível conjuga a separação vertical da falha com a erosão dos cursos de água no bloco abatido. O desnivelamento vertical de cerca de 30 m, estimado pela diferença de altitude entre as superfícies culminantes da cobertura cenozóica de cada lado da falha – 340 m a SE, e 370 m a NW. Contudo, é necessário considerar, também, a altitude a que os testemunhos sedimentares do Rio Tejo, anteriores à etapa de encaixe, se posicionam a maiores altitudes, à medida que estão mais afastados do curso actual.

Relevos de resistência O relevo de resistência mais importante da região corresponde à crista quartzítica de Monforte

da Beira, alongada na direcção NW-SE, com altitude máxima de 457 m, no vértice geodésico de

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Castelo. Trata-se de um relevo do tipo inselberg, que se destaca da superfície basal da cobertura arcósica, e que não terá sido totalmente tapado por esta cobertura. A crista é segmentada a meio pela falha de Cabeça Gorda (Monforte da Beira), que origina um degrau de cerca de 30 m; apresenta-se ligeiramente balançada para NW, na direcção da falha do Ponsul, em conformidade com a deformação que afecta a superfície basal paleogénica.

Fig. 1 - Esquema geomorfológico da região estudada. 1 – Relevo de resistência (crista de quartzito); 2- Superfície culminante da Bacia do Baixo Tejo; 3 – Superfície de erosão (N1); 4 - Nível erosivo (N2) embutido no N1; 5 – Terraços fluviais e rechãs (terraços de rocha); 6 – Aluviões; 7 – Vale encaixado; 8 – Vertente de crista de quartzito; 9 – Base de vertente; 10 – Compartimento tectónico do soco levantado; 11 - Falha; 12 – Escarpa de falha; 13 – Curso de água; 14 – Altitude (m).

Formas relacionadas com a rede fluvial a) Superfície culminante da Bacia do Baixo Tejo Nesta região, o nível culminante da Bacia do Baixo Tejo dispõe-se numa linha de cumeada de

orientação NE-SW, a sul do acidente de Segura, entre a bacia hidrográfica do Rio Erges e a bacia da Ribeira do Aravil. A oeste deste curso de água encontram-se retalhos da superfície culminante na linha de cumeada imediatamente a ocidente da falha de Cabeça Gorda (Monforte da Beira) e no relevo residual de Fraldona (345 m), situado no compartimento abatido desta falha. A leste da Ribeira do Aravil, a superfície culminante estende-se, desde o vértice geodésico de Cabeço Alto (403 m) ao vértice de Capitão (383 m). Esta linha de cumeadas delimita para NW uma superfície que inclina no mesmo sentido, isto é, em direcção à falha de Segura. Uma segunda linha de cumeada estende-se do vértice Ermida (370 m) ao vértice Bizarrinho (362 m), a oeste da Ribeira do Marmelal, tem desenvolvimento similar ao anterior mas, indicando uma inclinação para a falha do Ponsul. A conjugação da deformação estrutural para NW da superfície culminante com a erosão posterior da drenagem, originou um rebordo de erosão na superfície culminante, formando uma

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espécie de “cuesta” voltada a SE. Este rebordo erosivo corresponde ao embutimento de uma superfície de erosão com 290-325 m de altitude que se desenvolve abaixo da superfície culminante.

b) Nível embutido aos 290 – 325 m de altitude e terraço T1 Este nível foi gerado pela rede de drenagem quaternária, encontrando-se embutido na

superfície culminante. As altitudes variam de 290 m nas imediações do Tejo (cerca de 200 m acima do leito actual do Tejo) e 325 m na base do rebordo de erosão anteriormente referido, que forma uma “cuesta” voltada a SE. O desenvolvimento deste embutimento foi responsável pela erosão da cobertura terciária na parte SE da carta, onde o soco varisco se encontra a cotas mais elevadas. Contudo, do lado norte e noroeste, junto das falhas de Segura e do Ponsul, não ocorreu a erosão total da cobertura cenozóica por esta ser mais espessa junto das referidas falhas. O nível de 290-325 m corresponde, muito provavelmente, ao primeiro embutimento da drenagem (N1) definido noutras áreas da Bacia do Tejo (Martins, 1999). Em relação com este embutimento encontram-se os terraços mais antigos, preservados ao longo da Ribeira do Aravil e Rio Ponsul. Na Ribeira do Aravil, os terraços correspondem a depósitos preservados nos patamares de Águas de Verão (292 m), Várzeas (289 m) e Cordão (271 m). Mais a montante, os terraços deste primeiro embutimento estão bem representados ao longo da Ribeira do Freixo, desde o vértice geodésico de Cegonhas 1º (270 m) até às cabeceiras deste curso de água (cerca de 300 m), e na linha de festo que separa a bacia hidrográfica da Ribeira do Freixo da bacia hidrográfica da Ribeira de Enchacana. O desenvolvimento destes terraços, em patamares de altitude elevada e até às cabeceiras da Ribeira do Freixo, indica muito provavelmente, um antigo traçado do Rio Erges com orientação para SW, na direcção do Rio Aravil, antes de ter sido capturado por um afluente do Rio Tejo junto da localidade de Segura.

c) Nível embutido aos 250 - 270 m de altitude e terraço T2 Nas imediações da confluência da Ribeira do Aravil com o Rio Tejo distingue-se um segundo

nível embutido aos 250-270 m de altitude. Ao longo da Ribeira do Aravil, este embutimento está representado por terraços de rocha (strath) a cotas de 250 m no troço de jusante e por patamares com depósitos de terraço a 240 m na parte central da carta.

d) Terraços do Rio Ponsul e aluviões modernas A maior espessura sedimentar da presente carta situa-se no compartimento abatido da falha

do Ponsul. Este foi, ainda, o local mais favorável à agradação fini-cenozóica. Por isso, aí se encontram os dois níveis de terraços fluviais do Rio Ponsul: o mais alto, aos 175 -180 m, e o mais baixo, aos 155-145 m. O Rio Tejo também desenvolveu rechãs a 150 m, 130 m e 100 m de altitude.

e) Rede hidrográfica actual Os principais cursos de água são o Rio Ponsul, a Ribeira do Aravil e o Rio Erges, todos

afluentes do Rio Tejo, com direcção E-W no limite sul da carta. O Rio Ponsul, com direcção próxima de N-S, inflecte para SW logo que deixa o compartimento levantado da falha do Ponsul, onde corre num vale encaixado. O trajecto do Rio Ponsul, no bloco levantado, resultou de um processo de epigenia (Ribeiro, 1943). No bloco abatido o Rio Ponsul desenvolve uma planície aluvial aos 130 - 135 m de altitude.

A Ribeira do Aravil atravessa a região central da carta com direcção NE-SW e o Rio Erges, desenvolve-se com direcção N-S na extremidade oriental. O encaixe da drenagem acentua-se à medida que os cursos de água se aproximam do Rio Tejo, cujo vale apresenta uma incisão de cerca de 250 m em relação ao nível culminante da bacia sedimentar e de 200 m em relação à

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superfície do primeiro embutimento. Estes valores referem-se à região do relevo residual no qual se localiza o vértice geodésico Fraldona (parte SW da carta), onde o leito do Tejo se encontra a pouco menos de 90 m de altitude. As áreas de vales encaixados e maiores declives encontram-se mais próximas do Tejo e respectivos afluentes.

Próximo do vértice geodésico de Sapateira (256 m), no Monte da Piã (próximo do limite ocidental da carta), deu-se a captura de um afluente da Ribeira do Malha Pão pela Ribeira do Carregal (situada a norte daquela, com um traçado NW-SE), observando-se então um vale decapitado no Monte da Piã. Na área oriental da carta, o alinhamento NE-SW das ribeiras do Freixo e da Enchacana, a existência de um paleo-vale aos 300 m e de terraços a esta altitude, sugerem que o Rio Erges corria segundo um trajecto NE-SW, desde a localidade de Segura até Cegonhas, tendo sido capturado por um afluente do Tejo, com direcção N-S. A captura será antiga e terá ocorrido depois da formação do primeiro embutimento fluvial, com o acentuar da erosão remontante por encaixe da rede de drenagem. III. – GEOLOGIA III.1 – Estratigrafia

III.1.1 – Neoproterozóico (Ediacariano) – Paleozóico (Câmbrico inferior ?) Grupo das Beiras

Embora não haja consenso entre os diversos autores que se têm empenhado no estudo das formações do Super Dúrico-Beirão dadas as grandes dificuldades em termos de registo fóssil, da relativa monotonia das litofácies e da diversidade e heterogeneidade de processos geológicos a que foi sujeito após a sua deposição, existe alguma unanimidade em considerar que o Grupo das Beiras constitui a parte inferior da megassucessão daquele Supergrupo (Silva et al., 1988; Silva, 1991; Sequeira et al., 1996; Ferreira et al., 2009), unidade tradicionalmente designada por Complexo Xisto-Grauváquico ante-Ordovícico (CXG). A cartografia geológica sistemática da região, permitiu o reconhecimento de uma sucessão sedimentar turbidítica, composta da base para o topo pela formação de Malpica do Tejo e formação de Rosmaninhal (Romão, 1991; 1994).

formação de Malpica do Tejo (> 1000 m) Esta formação desenvolve-se grossomodo por duas manchas principais interrompidas pelos

depósitos cenozóicos e pela mancha cartográfica da formação de Rosmanihal que se lhe sobrepõe. A maior, mais a norte, ocupando o núcleo do antiforma de Malhadio – Serrinha, é limitada a ocidente, pelo Rio Ponsul e a oriente, pelo Rio Erges. Aflora numa área próxima de um terço da carta. A segunda mancha, na parte sul da carta onde corre a Ribeira de Negrais (Malpica do Tejo) e em núcleos de antiformas no interior da formação de Rosmaninhal, como por exemplo no Fervedouro.

É caracterizada, genericamente, por uma forte predominância de metagrauvaques em relação aos metapelitos e metassiltitos. Foi possível identificar e cartografar dois membros, a seguir descritos.

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NMTi – membro inferior Este membro é formado por uma sequência de alternâncias milimétricas a centimétricas de

metapelitos escuros e metassiltitos mais claros, por vezes intercalados, de bancadas de metagrauvaques com espessuras que podem atingir 0,5 m.

Aflora em duas manchas sub-paralelas – Vale da Azinheira, a norte, e Fonte de Zambujo, que representam o núcleo do antiforma, com duas dobras de segunda ordem de orientação WNW-ESE a W-E, ocupando uma área de cerca de 13 km². O antiforma de Vale da Azinheira tende a mergulhar em sentidos opostos, ou seja, para E a W; O antiforma de Fonte de Zambujo é coberto a W por depósitos sedimentares cenozóicos e a E, estende-se para Espanha, atravessado pelo Rio Erges. Neste último antiforma observaram-se ocasionalmente, ao longo do leito do Rio Erges, finos horizontes (20-30 cm de espessura) de rochas calcossilicatadas.

O membro inferior, cuja base se desconhece, passa gradualmente ao superior, pelo aumento da espessura e frequência das bancadas de metagrauvaques. A espessura do membro inferior da formação de Malpica do Tejo é difícil de determinar devido à inexistência de níveis guia consistentes e à forte deformação. No entanto, no antiforma de Fonte de Zambujo, o cálculo palinspático da sua espessura corresponde, grosseiramente, a cerca de 150 a 200 m.

As suas características litológicas sugerem deposição em ambiente marinho turbidítico distal. NMTs – membro superior Este membro é constituído por megassequências decamétricas, de bancadas de

metagrauvaques, com intercalações de metassiltitos e metapelitos. Apresenta uma importante variação litológica evidenciada pelo aparecimento de níveis de microconglomerados, de pequena espessura, como por exemplo os da Ribeira do Aravil, a sul do Porto dos Barros.

Não foi possível determinar a espessura do membro superior da formação de Malpica do Tejo devido à ausência de controlo sistemático da estrutura (dobramento muito apertado) e da estratigrafia (inexistência de níveis guia com continuidade). Contudo, estima-se que a sua espessura seja superior a 1000 m.

Este membro assenta, em continuidade, sobre o membro inferior, da formação de Malpica do Tejo e passa gradualmente à formação de Rosmaninhal pelo aparecimento, cada vez mais frequente, de bancadas metapelíticas e metassiltíticas e horizontes microconglomeráticos. No limite superior da formação de Malpica do Tejo que aflora na Ribeira do Aravil, a NW de Cegonhas, efectuou-se uma coluna estratigráfica de pormenor, numa distância de 40 m, observando-se acentuadas diferenças nas fácies entre as duas unidades.

As suas características litológicas sugerem deposição em ambiente marinho turbidítico de planície abissal proximal a média.

NCRo – formação de Rosmaninhal (> 1000 m) Esta formação que se sobrepõe à formação de Malpica do Tejo, ocupa nesta carta uma área

equivalente à anterior. Constitui o sinforma de Rosmaninhal – Monforte da Beira, que se estende com grande expressão para ocidente e oriente (Espanha). Esta unidade aflora também na região a N de Segura, e contínua para NW pela Folha 25-B, onde foi designada como “membro da Ribeira de Arades” (Sequeira, 1993; Sequeira & Cunha, 1996; Sequeira et al., 1999), o que levou à nota expressa na legenda da carta.

É caracterizada por ter constituição essencialmente metapelítica. Intercaladas nesta sequência fina, ocorrem barras de metagrauvaques, por vezes de espessura métrica, conjuntos de barras de metagrauvaques e numerosos níveis de metaconglomerados, de granulometria e espessura variáveis. Também existem horizontes metassiltíticos, por vezes com pirite disseminada.

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Os metaconglomerados ocorrem dispersos por toda a formação observando-se, no entanto, menor concentração de níveis na zona sul da povoação de Rosmaninhal. Esta distribuição poderá ser devida a dobramento pré-varisco.

O levantamento cartográfico dos níveis conglomeráticos permitiu a observação da sua continuidade e a caracterização das granulometrias, espessuras e composições.

Os níveis de metaconglomerados são geralmente descontínuos, com excepção de, por exemplo, o nível do Arraial da Poupa que apresenta uma continuidade em cerca de 3 km. A granulometria é bastante variável – clastos, variando desde, dimensões da ordem do milímetro, confundindo-se com metagrauvaques grosseiros, até um metro de diâmetro, como na Ribeira do Aravil. Os níveis possuem matriz arenosa ou metapelítica. Os primeiros, normalmente associados a pacotes de bancadas de metagrauvaques, apresentam espessuras variáveis do centímetro ao metro e, por vezes, têm forma lenticular, passando lateralmente a microconglomerados ou/e a metagrauvaques. Os metaconglomerados de matriz metapelítica podem atingir espessuras da ordem de 6-7 m e, lateralmente, passam a bancadas metapelíticas. Ambos os tipos de metaconglomerados possuem clastos de quartzo, lidíto, calcário, grauvaque, e pelitos com ou sem fosfatos ou fragmentos vulcânicos félsicos.

Na formação de Rosmaninhal não foi possível calcular a espessura com segurança, dada a uniformidade litológica, bem marcada, ausência de controlo biostratigráfico e forte tectonização. Uma estimativa grosseira aponta para que possa ser superior a 1000 m.

As suas características litológicas sugerem deposição em ambiente marinho turbidítico de talude e planície abissal proximal.

III.1.2 – Câmbrico médio a superior(?) - Ordovícico inferior) OQA – formação do Quartzito Armoricano (≈100-120 m)

A crista quartzítica de Monforte da Beira aflora no sector SW da presente carta onde constitui um relevo de resistência alongado no sentido NW-SE. A sua disposição estrutural, na generalidade em anticlinal, é claramente discordante com os metassedimentos do Grupo das Beiras que apresentam orientação geral WNW-ESE.

A formação do Quartzito Armoricano é constituída por um conjunto de cerca de 70 m de bancadas espessas de quartzitos brancos, ao qual sucedem cerca de 30m de camadas delgadas de quartzitos intercalados de metassiltitos quartzosos. As bancadas mais espessas de quartzitos brancos são maciças ou apresentam estratificação mal definida, contendo abundância de Skolithus. Localmente podem-se observar figuras de carga na base das bancadas.

No conjunto superior, os estratos de quarztito variam entre 5 a 15 cm de espessura e estão intercalados de finas a muito finas camadas de metassiltitos quartzosos, por vezes micáceos, cuja cor é amarelo-esverdada. Abundam nesta sequência laminações paralelas e, localmente, ripples de ondulação. Em blocos de quartzitos soltos também foram encontrados icnofósses pertencentes ao icnogénero Cruziana.

Esta sucessão quartzítica, globalmente transgressiva, é considerada, na generalidade, como depositada em ambiente de plataforma litoral marinha, muito estendida e pouco profunda, onde geralmente se regista a acção das marés, da ondulação, das correntes costeiras e das tempestades.

Dados recentes sugerem para esta formação idade de Câmbrico terminal ao Tremadociano inferior (Romão et al., 2010). De facto, foram analisados zircões prismáticos do lacólito granítico de Mação-Penhascoso pelo método U-Pb (ID-TIMS) que forneceram a idade de 482±1,5 Ma. Dado que

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quando o lacólito intruiu a formação do Quartzito Armoricano (Romão et al., 2005), teria já alguma espessura e compactação, a sua idade terá de ser necessariamente anterior.

III.1.3 – Cenozóico III.1.3.1 – Paleogénico (Eocénico médio a Oligocénico) ΦCI – Formação de Cabeço do Infante (80 - 100 m)

Esta unidade foi estudada na Beira Baixa por Cunha (1987a, 1987b, 1992) e posteriormente definida formalmente (Cunha, 1996).

Na área abrangida pela carta actual a Formação de Cabeço do Infante assenta por discordância angular sobre o substrato varisco, onde predomina o Grupo das Beiras. A Formação de Cabeço do Infante define uma superfície de aplanamento com uma topografia suave. Devido ao encaixe da rede hidrográfica durante o Plistocénico, as unidades cenozóicas que no passado a cobriram (ex. Formação de Silveirinha dos Figos e a Formação de Falagueira) foram erodidas, com excepção de pequenos retalhos da Formação de Falagueira, pelo que, actualmente, apenas esta formação basal está exposta ou localmente coberta em disconformidade por depósitos de terraço ou coluvionares.

Embora as condições de afloramento sejam más na região, é provável que a espessura desta unidade atinja 100 m. Do ponto de vista litológico está constituída por arenitos e conglomerados mal calibrados e com abundante matriz esmectítica, bem como por escassos siltitos. Apresenta uma dominante cor verde clara a amarelada. Os conglomerados apresentam suporte clástico e, por vezes, suporte matricial, neste último caso, quando os clastos ocorrem dispersos em camadas arenosas. Composicionalmente, os clastos são de diferentes litologias (quartzito, quartzo leitoso, metagrauvaque e filito) e areias quartzo-feldspáticas. Os sedimentos apresentam geralmente fraco grau de consolidação.

Na base da unidade ocorrem concreções dolomíticas, verificando-se mesmo uma epigenia carbonatada dos sedimentos e do substrato em contacto (Cunha, 2000). Em cada camada, as estruturas sedimentares que podem existir são: maciça, estratificação entrecruzada côncava e ocasionais bioturbações (tubos e raízes/caules). Constata-se que na base da formação, esta se apresenta constituída por camadas maciças, mas para o topo observaram-se geometrias de canal com enchimentos que mostram estrutura de transporte aquoso tractivo. Estas características permitem interpretar que a sedimentação ocorreu em planície aluvial de baixo declive, promovida por mantos de inundação após raras mas concentradas precipitações, mas ulteriormente, verificou-se um predomínio de correntes canalizadas (ambiente fluvial entrançado). A drenagem, embora fraca, era para NW, numa região onde existiam paleorelevos quartzíticos (ex. Monforte da Beira).

III.1.3.2 – Neogénico (Pliocénico a Plistocénico) PMo – Formação de Monfortinho (< 6 m) Esta unidade foi definida formalmente por Cunha (1996) e na Folha 25-B Salvaterra do

Extremo, da Carta Geológica de Portugal na escala 1/50.000, está representada por espessos depósitos de leque aluvial gerados na dependência da falha do Ponsul.

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Na área desta carta geológica, a Formação de Monfortinho está apenas representada localmente, região de Monforte da Beira, num depósito de pequeno leque aluvial gerado na dependência de uma falha NE-SW que desnivela a crista.

A formação assenta em discordância angular sobre o Grupo das Beiras e distribui-se numa vertente entre altitudes de 320 a 380m, com espessura inferior a 6 m. É constituída por sedimentos muito mal calibrados, compreendendo brechas de suporte matricial (fácies proximal) e arenitos intercalados com siltitos (fácies distal); a estrutura sedimentar é maciça.

PFa – Formação de Falagueira (< 20 m) A Formação de Falagueira é a unidade culminante do registo sedimentar, sendo constituída

por depósitos de leque aluvial (Membro de Murracha) ou por depósitos fluviais (Membro de Chão da Velha) de cursos de água precursores da rede de drenagem actual (Cunha, 1996).

Nesta região, a formação está representada por pequenos retalhos a altitudes entre 340-410m, mais elevados no sentido contrário ao Rio Tejo. Assenta por discordância sobre o Grupo das Beiras ou formação do Quartzito Armoricano, bem como por disconformidade sobre a Formação de Cabeço do Infante.

As litologias que a constituem compreendem cascalheiras mal calibradas, geralmente com suporte clástico, e lentículas ou camadas arenosas com alguma consolidação. Nos balastros, os clastos são de quartzito (predominantes) e de quartzo leitoso. A formação exibe estruturas sedimentares tractivas (planar oblíqua ou entrecruzada côncava) ou aspecto maciço.

III.1.3.3 – Quaternário (Plistocénico a Holocénico) Qt – Depósitos de terraços fluviais (1-5 m) Depósitos de terraço apresentam-se em retalhos de reduzida expressão cartográfica, em

várias manchas: a NW, associados ao Rio Ponsul; no sector central da carta, associados à Ribeira do Aravil e ao seu afluente da margem esquerda, a Ribeira do Freixo; a NE, junto a Segura, associados ao Rio Erges. Assentam discordantemente sobre metassedimentos do substrato varisco ou na Formação de Cabeço do Infante. São geralmente constituídos por cascalheiras, acessoriamente acompanhadas por areias e siltes de cor acastanhada. O Rio Ponsul apresenta dois níveis de terraço, respectivamente aos +20 m (145-155 m) e aos +40 m (175-180 m) acima da planície aluvial (130-135 m).

Qc – Coluviões (1-2 m) Depósitos de vertente constituem manchas descontínuas e dispersas, com reduzida

dimensão, localizados nas imediações da crista quartzítica. São cascallheiras heterométricas, maioritariamente constituídas por clastos de quartzitos e, acessoriamente, por clastos de quartzo leitoso, metagrauvaque, ou filito; a matriz é friável e de natureza silto-argilosa.

a – Aluviões (<3 m) Embora sem praticamente representação cartográfica, existem aluviões associadas ao Rio

Ponsul, Ribeira do Aravil e Rio Erges e seus tributários. São constituídas, na generalidade, por areias e cascalheiras.

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III.2 – Rochas Magmáticas Intrusivas Na região estão representados vários corpos de rochas magmáticas intrusivas. Os de maior

expressão cartográfica correspondem a granitóides pré-Variscos – o Maciço de Zebreira (Pereira et al., 1985; Pereira et al., 1986) e Variscos – Maciço de Segura (Ribeiro, 1993). Afloram, ainda, massas graníticas e granodioríticas de menores dimensões e rochas filonianas associadas aos corpos granitóides anteriores, bem como rochas filonianas de carácter básico pré-variscas e tardi-variscas.

Granitos pré-Variscos No Maciço de Zebreira, representado em duas manchas distintas do limite norte da carta,

datações geocronológicas K-Ar efectuadas em biotites e moscovites dos graniodioritos dominantes e nos granitos filonianos e de bordadura, deram ca. 372 Ma e 472 Ma, respectivamente. Considerando estes dados geocronológicos, o maciço é anterior aos episódios de deformação compressiva da orogenia Varisca (ordovícicos?).

Resultados equivalentes foram recentemente obtidos em rochas tonalíticas aflorantes nas proximidades da área da carta (Oledo - Idanha-a-Nova), com suporte no método U-Pb, apontando também para idade de implantação ante-varisca (Antunes et al., 2009).

Estudos estruturais efectuados na região da carta indicam, por seu lado, que a implantação dos corpos ígneos principais foi condicionada por um cisalhamento esquerdo N 80º E e fracturação secundária associada (Pereira et al., 1986) anteriores à F1 varisca.

Maciço da Zebreira As duas manchas cartografadas na vizinhança da povoação da Zebreira são de natureza

dominantemente granodiorítica, uma de forma grosseiramente elíptica, aflorante em cerca de 14 km2 e outra, aproximadamente circular, aflorante numa área aproximada de 2 km2. Ocorrem junto ao limite N da carta, onde afloram, apenas parcialmente. A mancha oriental apresenta homogeneidade interna. Na ocidental, foi possível definir pequenos corpos de natureza granítica com modos de jazida diferenciados; uns dispondo-se na bordadura, com passagem gradual ao granodiorito numa faixa de 10-20 m; outros intrusivos segundo direcções estruturais bem definidas: N 40-50º E e N 60-70º W.

A orientação geral do maciço é E-W, sub-paralela à foliação principal que afecta as litologias metagrauváquicas dominantes do membro superior da formação de Malpica do Tejo; a adaptação desta foliação aos bordos do maciço é nítida, apresentando pendor de sentidos opostos nos bordos N e S.

As acções térmicas sobre as rochas encaixantes manifestam-se em extensa auréola de metamorfismo de contacto (mais de 2 km no bordo SE), caracterizada por corneanas pelíticas e quartzo-feldspáticas; predominam micaxistos, filitos e metagrauvaques mosqueados.

γ∆1 e γ∆ – Granodioritos biotíticos, de grão médio a grosseiro e, fino a médio, respectivamente

Os granodioritos são rochas biotítico-moscovíticas, sendo a mancha oriental de grão fino e a ocidental de grão médio (Fig. 2). Podem exibir orientação preferencial de alguns minerais, mas sempre incipiente e muito localizada. Observaram-se raros megacristais de feldspato potássico e quartzo, este em aglomerados, além de frequentes concentrações micáceas, com formas elipsoidais ou esféricas de dimensões centimétricas, predominantemente biotíticas. No contacto com as litologias encaixantes encontram-se escassas bolsadas aplito-pegmatíticas de pequenas

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dimensões, com moscovite bem desenvolvida. Não se observou deformação nos bordos do maciço e os encraves de encaixante são bastante escassos, localizando-se preferencialmente na periferia.

Figura 2 – Representação das análises modais, valores médios, no triângulo Q-A-P (Streckeisen, 1967). a) Rochas granitóides; b) rochas filonianas. A – média de 3 análises modais efectuadas no granodiorito de grão médio a grosseiro (1, 1a e 1b); B – média de 2 análises modais efectuadas no granodiorito de grão fino a médio (2 e 2a). Para significado dos símbolos ver legenda da tabela

Como aspectos petrográficos refira-se: a composição da plagioclase – andesina com teor

médio em anortite de 32%, situando-se a maior parte dos valores observados no intervalo An28-An32; os cristais zonados, com valores de An26 na periferia e de An36 no núcleo; os planos de macla levemente arqueados. No bordo SW da mancha ocidental ocorre, muitas vezes profunda saussuritização, observando-se também com frequência fenómenos de moscovitização e feldspatização potássica. A análise roentgenográfica (Neves, 1985) permitiu detectar simetria triclínica nos feldspatos potássicos (microclina máxima, altamente ordenada). A biotite altera frequentemente para clorite. A moscovite ocorre em plagas isoladas ou em aglomerados e associada à biotite de onde parece derivar. Como mineral acessório salienta-se a presença da magnetite.

γΖ – Granito monzonítico moscovítico, de grão médio a fino

Os corpos graníticos de bordadura da mancha ocidental são rochas hololeucocratas cuja característica mais saliente é a grande riqueza em moscovite, que dá origem a concentrações exclusivamente constituídas por este mineral (com formas em roseta) ou associada ao feldspato potássico e/ou quartzo, dando origem a corpos pegmatíticos, por vezes zonados, ou a greisens (bolsadas por vezes com dimensões métricas) (Fig. 2).

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A plagioclase é oligoclase, em média com 25% de anortite (a maior parte dos valores de anortite observados situam-se no intervalo An18-An29). A análise roentgenográfica de uma amostra da fácies de bordadura (Neves, 1985) permitiu observar características similares às do vizinho granodiorito, registando-se também a presença, ainda que escassa, de simetria monoclínica. A moscovite ocorre sob forma de plagas isoladas ou em delgados cristais, por vezes com disposição flabeliforme; em alguns casos é óbvia a sua posterioridade relativamente ao quartzo.

Considerações químicas e petrogenéticas A Tabela 1 contém análises químicas de algumas amostras das rochas magmáticas

cartografadas; para métodos analíticos e correspondentes erros consultar Pereira (1985) e Godinho et al. (1986). Da análise dos resultados verifica-se que a maior parte destas rochas são ricas em sílica, apresentando como valores extremos 52,46 e 78,37; o sódio de um modo geral predomina sobre o potássio e a percentagem de Fe3+ é sempre baixa, com excepção da amostra (4), o que indicará baixos valores de ƒO2.

Tabela 1

Análises químicas de granitóides aflorantes na região da Zebreira. nd – não determinado; - abaixo do limite de detecção; P, M – coordenadas

Rochas granitóides Amostra 1 1a 2 3 4

% SiO2 68,49 70,29 70,93 75,33 75,49 TiO2 0,26 0,50 0,22 0,00 0,03 Al2O3 16,89 15,08 15,06 14,00 13,57 Fe2O3 0,12 0,13 0,19 0,09 2,11 FeO 2,23 2,21 1,92 0,14 0,28 MnO 0,06 0,07 0,03 – – MgO 0,92 0,94 1,16 0,11 0,20 CaO 1,46 1,56 1,79 0,33 0,10 Na2O 3,97 4,20 4,01 3,14 2,46 K2O 4,04 4,01 3,17 4,92 4,36 P2O 0,28 0,25 0,18 0,27 0,18 H2O+ 1,39 0,98 0,88 0,88 1,47 H2O- 0,00 0,02 0,06 0,11 0,16

ppm Li 77 97 57 nd nd F 975 404 51 nd nd

Nb 9 8 9 nd nd Zr 114 106 168 nd nd Y 56 54 43 nd nd Sr 69 76 239 nd nd Rb 269 259 182 nd nd Th 9 7 9 nd nd Zn 69 81 34 nd nd Cu 27 43 7 nd nd Ni 9 10 20 nd nd Cr 16 13 29 nd nd V 53 68 64 nd nd

Ba 279 240 323 nd nd Hf 5 3 5 nd nd Ce 61 23 39 nd nd

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Rochas granitóides Amostra 1 1a 2 3 4

% La - - 8 nd nd

M 286,55 290,23 290,37 287,55 286,57 P 319,53 320,93 320,42 320,85 319,00

Rochas filonianas

Amostra 5 6 7 8 9 10 %

SiO2 78,37 76,72 75,47 74,53 72,03 66,25 55,12 52,46 TiO2 0,00 0,00 0,00 0,09 0,28 0,48 0,99 1,31 Al2O3 14,01 14,21 14,26 14,01 15,01 15,65 14,41 15,65 Fe2O3 0,06 0,26 0,34 0,66 0,82 0,55 0,66 1,06 FeO 0,26 0,37 0,36 0,68 0,57 2,95 5,22 5,57 MnO vest 0,02 0,04 0,02 0,03 0,05 0,09 0,11 MgO 0,22 0,03 0,02 0,31 0,85 1,76 5,08 6,17 CaO 0,25 0,27 0,32 0,49 2,25 3,44 5,48 7,27 Na2O 3,04 4,77 5,09 3,44 4,87 4,97 3,65 4,07 K2O 2,76 3,18 4,29 4,14 2,17 1,80 4,37 3,57 P2O 0,11 0,05 0,04 0,26 0,19 0,16 0,89 0,97 H2O+ 0,62 0,49 0,17 1,02 1,18 1,67 2,88 2,22 H2O- 0,03 0,05 0,07 0,09 0,19 0,11 0,06 0,12

ppm Li nd nd 70 nd nd nd nd nd F nd nd nd nd – nd nd nd

Nb 7 18 16 nd 6 4 15 21 Zr 18 36 36 nd 162 182 406 471 Y 35 63 76 nd 31 29 52 40 Sr 18 20 19 nd 114 398 1323 1558 Rb 216 284 362 nd 105 83 169 83 Th 2 11 12 nd 7 6 43 47 Zn 20 37 48 nd 14 61 62 68 Cu 18 25 27 nd 21 28 31 28 Ni 6 5 5 nd 5 14 71 81 Cr - - - nd 8 24 179 257 V 19 6 - nd 41 91 150 178

Ba 51 10 17 nd 253 304 3295 3103 Hf 2 4 3 nd 5 6 8 8 Ce - 26 - nd 40 53 532 573 La - - - nd 1 - 245 289

M 286,40 287,40 288,25 285,17 292,05 287,82 288,40 287,82 P 319,65 320,82 321,35 318,42 320,25 319,50 322,25 319,45

Nota-se que o teor mais elevado de flúor se observou na mancha ocidental onde é patente

uma forte transformação da mineralogia primária. Em relação às rochas filonianas, é de salientar os valores muito baixos do titânio nos

microleucogranodioritos quártzicos e nos pórfiros micrograníticos de feldspato alcalino No estudo geoquímico comparado entre os plutonitos do Caramulo, Avô e Zebreira (Godinho

et al., 1986), e na base na análise de perfis geoquímicos (normalizadas as análises à composição

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média do condrito), concluiu-se que o processo de cristalização magmática terá sido dominado pelo antagonismo sílico-básico; com excepção do caso dos lamprófiros, a contribuição do manto para a geração dos magmas progenitores não parece ter sido dominante.

A utilização de técnicas de modelação de misturas petrológicas, baseada nos elementos maiores disponíveis para as rochas da região em estudo (Pereira & Godinho, 1987), fundamentou a hipótese de que os granitóides poderão ter derivado dum magma único de composição tonalítica por um mecanismo de cristalização fraccionada. Segundo aqueles autores, a série de diferenciação desenvolve-se na sucessão de composições tonalítica-granodiorítica-granítica, tendo os líquidos granodioríticos evoluído parcialmente para líquidos que produziram os pórfiros filonianos.

Granitos tardi a pós-tectónicos relativamente a F3 O Maciço de Segura tem sido enquadrado no grupo dos granitos tardi a pós-tectónicos

relativamente a F3, (Carta Geológica de Portugal 1:500 000, 1992); Corretge et al., 1985 emitem a mesma opinião para o mesmo batólito que tem grande expressão em Espanha.

Maciço de Segura O Maciço de Segura é de natureza granítica, com forma alongada no geral elíptica e eixo

maior orientado WNW-ESE. Aflora, na carta, numa área com cerca de 4 km2, no prolongamento do “Plutão de Cabeza da Arraya” (Corretge, 1970), que se desenvolve desde as imediações de Cáceres, a norte de Alcântara (Espanha), até Segura.

A intrusão deste maciço provocou o desenvolvimento de uma auréola de metamorfismo de contacto com espessura média superior a 500m, onde localmente podem ser identificadas: a zona externa, com cerca de 480 m de espessura, de micaxistos com porfiroblastos de cordierite geralmente alterada para moscovite e a zona interna, descontinua, com cerca de 20 m de espessura, de corneana compacta (Antunes, 1999).

No maciço de Segura, são identificados dois tipos de rochas intrusivas e diversas estruturas filonianas associadas. As rochas intrusivas são granitos de feldspato alcalino (o teor de anortite das suas plagioclases <a 5 %) (Fig. 3). Os filões correspondem a pórfiros que se projectam no campo dos granodioritos (Fig. 3).

O granito de grão médio a grosseiro de duas micas é o dominante e passa lateralmente ao granito de grão médio a fino moscovítico (Antunes, 2001). Estas fácies graníticas contactam numa faixa de transição com uma largura inferior a dois metros, podendo a mais grosseira ser atribuída a condições de consolidação junto da formação encaixante. O grau de alteração é relativamente elevado no contacto entre os granitos. Não se observou deformação nos bordos do maciço nem a presença de encraves do encaixante no seu interior.

A intrusão do maciço de Segura é posterior à xistosidade regional varisca. A sua instalação deve estar relacionada com um campo de tensão tardi-varisco, cuja compressão máxima deve apresentar a direcção NNE-SSW, e o consequente arrefecimento e contracção das massas graníticas, impulsionou a instalação de estruturas filonianas que ocorrem com significativa abundância na região envolvente ao referido maciço.

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Figura 3 – Representação das análises modais médias, no triângulo Q-A-P (LE BAS & STRECKEISEN, 1991). Campos: I. granito com feldspatos alcalinos; II. Granodiorito. Símbolos: ∆ – granito de duas micas; ● – granito moscovítico; X – pórfiro granodiorítico; - aplito granítico.

γfm– Granito moscovítico, de grão fino a médio

O granito moscovítico com textura hipidiomórfica granular, é dominado por cristais tabulares de moscovite (13,6 %) que ocorrem conjuntamente com quartzo, feldspato potássico, albite, rara biotite, clorite, apatite, zircão, rútilo e souzalite (Antunes, 1999). O granito moscovítico apresenta, nalguns locais, uma fácies de grão mais fino, com cristais de tamanho variado, rodeado de aglomerados finos de moscovite, feldspatos e quartzo. A albite é pura com teor de anortite variando entre An0-An1 e sem zonamento químico entre o bordo e o núcleo do mesmo cristal.

A moscovite primária ocorre em cristais tabulares, com inclusões de zircão e apatite. Ocorrem, ainda, cristais mais pequenos de moscovite subeuédrica a anédrica, que formam aglomerados particularmente associados ao quartzo.

γmg – Granito de duas micas, de grão médio a grosseiro

O granito de duas micas possui quantidades idênticas de moscovite (3,1 %) e biotite (2,7 %), e apresenta grão médio a grosseiro. Tem textura hipidiomórfica granular, localmente seriada, exibindo orientação preferencial de alguns minerais, embora incipiente e muito localizada. Ocorrem raros megacristais de feldspato e quartzo, e localmente concentrações micáceas de dimensões centimétricas, de forma elipsoidal ou esférica, predominantemente biotíticas.

A nível petrográfico, é constituído por quartzo, feldspato potássico, albite, biotite, clorite, moscovite, apatite, turmalina, zircão, silimanite e rútilo (Antunes, 1999). Como minerais de secundários podem ser encontrados alguns cristais de clorite e moscovite resultantes da alteração da plagioclase e tardios, por vezes com disposição radial, substituindo os feldspatos. A plagioclase é albite com teor médio em anortite de 1%, situando-se a maior parte dos valores no intervalo An0-An5; os cristais são levemente zonados mas sem variação química regular entre o núcleo e o bordo (Antunes, 1999). A biotite é ferrífera, contém inclusões de apatite e zircão e, geralmente, ocorre alterada nos bordos e ao longo dos planos de clivagem.

I II

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Considerações químicas e petrogenéticas Na Tabela 2 são mostradas análises químicas representativas das amostras de rochas

graníticas presentes na região de Segura. Os resultados da geoquímica de rocha total indicam que estas rochas são ricas em sílica, apresentando como valores extremos 71,82% e 75,21%; o sódio de um modo geral predomina sobre o potássio, excepto nas amostras do granito de duas micas (Tabela 2). Á semelhança das rochas graníticas do Maciço de Zebreira, a percentagem de Fe3+ reconhecida nas rochas de Segura é sempre baixa, o que poderá sugerir baixos valores de ƒO2.

A variação de composição química nas diversas amostras estudadas poderá ser explicada pela mineralogia que apresentam, como pode ser justificada a inexistência de TiO2 no aplito-pegmatito litinífero associada à ausência de biotite nestas rochas filonianas.

As tendências geoquímicas desde o granito de duas micas para o aplito-pegmatito litinífero, bem como, entre as associações mineralógicas que apresentam, sugerem uma sequência de diferenciação magmática para estas rochas. O granito moscovítico e o granito de duas micas corresponderão a duas pulsações magmáticas distintas como indicado pela sua composição geoquímica (Tabela 2). A composição química do aplito granítico e dos seus minerais sugerem que estará relacionado com o granito moscovítico (Antunes, 1999).

Os teores mais elevados de Li, Rb e F são indicadores da fraccionação geoquímica dos líquidos magmáticos. Embora estes elementos ocorram em alguns dos minerais formados durante o processo de cristalização magmática, tendem a permanecer no líquido magmático e a concentrar-se, preferencialmente, nos últimos estádios de diferenciação a que corresponde o aplito-pegmatito litinífero (Tabela 2). A fase litinífera desenvolve-se nos pegmatitos apenas em condições de elevadas concentrações de lítio com acumulação em alguns silicatos litiníferos. No aplito-pegmatito litinífero de Segura, a elevada actividade do flúor presente nas rochas, promove uma maior estabilização para a cristalização de lepidolite comparativamente com outros aluminossilicatos ou fosfatos de lítio. A associação mineralógica com topázio-lepidolite-quartzo-ambligonite encontrada em pegmatitos altamente diferenciados e no aplito-pegmatito de Segura é característica de condições ácidas (e.g. Wise, 1995; Neves, 1993). A cristalização intensa de lepidolite ocorre numa fase litinífera tardia com elevada concentração de Li e F conjuntamente com voláteis alcalinos raros e elevada fugacidade do oxigénio (Neves; 1993).

Tabela 2

Análises químicas representativas de amostras litológicas aflorantes na região da Segura (- abaixo do limite de detecção).

Rochas graníticas Granito de duas micas Granito moscovítico

Amostra 1g 2g 3g 1gm 2gm 3gm %

SiO2 73,59 73,92 74,37 71,82 72,38 72,43 TiO2 0,20 0,19 0,19 1,28 1,36 1,02 Al2O3 14,03 14,54 13,72 14,70 14,78 15,14 Fe2O3 0,20 0,27 0,20 0,08 0,11 0,01 FeO 1,05 1,06 1,08 0,41 0,35 0,51 MnO 0,02 0,02 0,02 0,06 0,06 0,06 MgO 0,37 0,32 0,35 0,09 0,08 0,14 CaO 0,49 0,55 0,48 0,76 0,65 0,63 Na2O 4,05 3,50 3,92 4,65 4,52 4,37 K2O 4,49 4,05 4,22 3,68 3,60 3,97 P2O 0,37 0,36 0,32 2,10 0,92 0,95 H2O+ 0,28 0,33 0,29 0,42 0,90 0,81

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Rochas graníticas Granito de duas micas Granito moscovítico

Amostra 1g 2g 3g 1gm 2gm 3gm %

H2O- 0,10 0,01 0,09 0,05 0,03 0,01 ppm

Li 216 242 215 188 154 190 F 016 1155 1003 1996 2254 2113

Nb 12 13 16 40 47 39 Zr 85 78 84 34 24 27 Y 7 8 9 10 12 14 Sr 400 380 370 474 417 415 Rb 256 256 257 740 781 862 Th 4 - 4 - - - Zn 49 43 45 52 57 55 Cu - - 6 - - 5 Ni - - - 3 - - Cr 21 16 17 18 18 13 V 14 11 13 - - -

Ba 162 136 146 65 63 61 Hf - 4 - - * - Ce 19 27 20 - 14 13 La 27 - 9 - - -

Rochas filonianas

Aplito-pegmatito litinífero Aplito granítico Amostra 1pg 2pg 3pg 1ap 2ap 3ap

% SiO2 74,52 74,70 75,21 72,95 73,16 73,37 TiO2 - - - 0,12 0,11 0,11 Al2O3 14,66 13,44 13,40 15,63 15,55 15,37 Fe2O3 0,33 0,27 0,41 0,20 0,28 0,01 FeO 0,32 0,30 0,34 0,32 0,35 0,60 MnO 0,04 0,05 0,04 0,09 0,08 0,09 MgO - - - 0,04 0,03 0,03 CaO 0,52 0,48 0,48 0,60 0,54 0,49 Na2O 3,68 4,33 3,85 4,66 4,69 4,58 K2O 3,00 2,98 2,72 3,58 3,44 3,39 P2O 2,00 2,68 2,01 0,77 0,75 0,72 H2O+ 1,20 1,07 1,38 1,01 0,67 1,03 H2O- 0,01 0,02 0,04 0,09 0,08 0,07 ppm

Li 960 1300 960 110 207 400 F 4200 3800 3300 2382 2278 3294

Nb 97 77 84 53 55 58 Zr 32 12 23 28 22 25 Y 59 38 24 12 10 11 Sr 229 252 275 321 302 283 Rb 1799 1524 1182 900 966 1031 Th - - - - - - Zn 62 60 65 63 65 72 Cu - 20 14 - - - Ni - - - - - -

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Rochas filonianas Aplito-pegmatito litinífero Aplito granítico Amostra 1pg 2pg 3pg 1ap 2ap 3ap

% Cr 6 7 8 11 10 9 V - - - - - -

Ba 45 26 48 31 40 48 Hf - - - 4 - - Ce - - - - 10 19 La - - - - 8 -

III.3 – Filões e Massas λ – Lamprófiros Os lamprófiros são rochas melanocratas, de grão fino a médio, cuja característica mais

saliente é a existência de pequenos aglomerados (2-3 centímetros, em média) com formas elipsoidais, esféricas ou vermiformes, constituídos por calcite, quartzo, epídoto e feldspatos, estes por vezes com zonamento. Estes aglomerados tendem a ser mais frequentes e de maiores dimensões quando intersectam as rochas graníticas filonianas.

Constituem filões, de orientação N20ºW, subverticais, associados a cisalhamentos direitos que podem ser observados, por exemplo, no sector entre Serrinha e o Rio Erges. Afloram, também, na mancha ocidental do Maciço da Zebreira (N10º-20ºE), relacionados com os alinhamentos estruturais. A espessura destes filões não ultrapassa os 5-6 metros.

Γ – Gabros e microgabros A sul de Rosmaninhal, prolifera uma densa rede filoniana com orientação ESE-WNW,

constituída por microgabros e gabros. São rochas faneríticas de grão fino a médio, com textura variável, de suboftica a diabásica, constituídas principalmente por clinopiroxenas, plagioclases, anfíbolas e pequenas quantidades de esfena e biotite.

Estas rochas têm espessuras que podem atingir os 9-10 m e extensões da ordem dos 3-4 km e, nalguns casos atingindo mais de 10 km. Não foi reconhecida deformação associada a estas rochas. Admite-se que estejam relacionadas com uma fase distensiva, posterior à implantação do Maciço de Zarza la Mayor, que é considerado tardi-varisco (Garcia de Figuerola et al., 1971).

πτ – Pórfiros tonalíticos Os pórfiros tonalíticos, na generalidade de orientação N20º-40ºW, são rochas mesocratas de

tendência porfírica, com cristais desenvolvidos de feldspato, quartzo e biotite; contêm escassos encraves centimétricos de litótipos metassedimentares. A espessura média destes filões oscila entre os 3 e 7 m, podendo contudo atingir mais de 10 m. Estas rochas podem ser observadas junto aos vértices geodésicos de Serrinha e Silha. A sul da Ribeira de Enchacana, aflora um filão bastante alterado de tendência tonalítica afectado pela xistosidade D1.

πγ∆ − Pórfiros granodioríticos Os pórfiros granodioríticos são rochas hololeucocratas de textura porfirítica, com fenocristais

de quartzo, plagioclase, biotite e horneblenda. Apresentam orientações dominantes N 50º-70º W a

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N 50º-60 ºE, espessuras métricas e, encontram-se associados a cisalhamentos esquerdos. Na região de Mansa (a norte de Segura), estes filões estão associados a falhas cisalhantes

com movimento esquerdo. São de grão muito fino e apresentam textura porfirítica hipidiomórfica granular e fenocristais de plagioclase, quartzo e biotite. Nas associações mineralógicas observaram-se: microclina, apatite, clorite, pirite, cobaltite e silimanite, (Antunes, 1999). Localmente apresentam foliação, com orientação N 50º-70 Wº, subparalela aos contactos com os metassedimentos do Grupo das Beiras.

Na região da Zebreira, ocorrem microcogranodioritos quártzicos. São rochas homogéneas, hololeucocratas, de grão muito fino, ricas em quartzo. O quartzo apresenta-se com fraca extinção ondulante e muito límpido; a plagioclase, maclada, é albite-oligoclase (An10 é o valor mais frequente); a moscovite ocorre em finas plagas dispersas.

πγ − Pórfiros graníticos São rochas leucocratas de grão fino a médio, com megacristais de quartzo, feldspato

potássico e plagioclase e orientação N-S a N 20º W; possuem cor esverdeada quando frescos e amarela quando alterados. A sua característica mais saliente é a grande riqueza em moscovite, que dá origem a concentrações exclusivamente constituídas por este mineral (com formas em roseta) ou associada ao feldspato potássico e/ou quartzo, dando origem a corpos pegmatíticos, por vezes zonados, ou a greisens (bolsadas por vezes com dimensões métricas).

Apresentam espessuras da ordem dos 4 a 6 m podendo, por vezes, atingir 9 - 10 m como, por exemplo, em Zebros. Nos bordos dos pórfiros graníticos, aparece por vezes, uma fácies microgranítica hololeucocrata, de grão muito fino e poucos milímetros (1 a 3), megacristais de quartzo e feldspatos; a matriz contém pequenos agregados fibrosos sem qualquer orientação.

γap − Αplito-pegmatíticos indiferenciados Os corpos aplo-pegmatíticos afloram maioritariamente junto ao contacto entre o Grupo das Beiras

e o Maciço de Segura e intruem, quer o Grupo das Beiras quer aquele maciço com o qual parecem estar geneticamente relacionados.

Os corpos aplo-pegmatíticos afloram maioritariamente junto ao contacto entre o Grupo das Beiras e o Maciço de Segura e intruem, quer o Grupo das Beiras quer aquele maciço com o qual parecem estar geneticamente relacionados.

Os aplitos e aplito-pegmatitos apresentam textura hipidiomórfica granular e são constituídos por quartzo, microclina, albite, moscovite, apatite, zircão e rútilo. Nos aplitos ocorre, também, turmalina, enquanto o aplito-pegmatito litínifero apresenta topázio, lepidolite, cassiterite, columbite-tantalite e ambligonite-montebrasite (Antunes, 2001). Os filões aplito-pegmatítico litiníferos, de orientação NE-SW e textura grosseira, apresentam, na generalidade, espessura inferior a 15 cm e comprimento máximo de 300 m. Os filões aplíticos, de granularidade muito fina, estão orientados NW-SE a WNW-ESE.

bm – Brecha de quartzo mineralizada Os filões de quartzo de estrutura brechóide, possuem textura xenomórfica granular, tendo sido

encontrada a associação mineralógica: quartzo, moscovite, clorite, apatite, barite e diversos sulfuretos; com largo predomínio de quartzo e barite. Dentro dos sulfuretos, foram encontrados cristais de cobaltite, pirite, esfalerite, calcopirite e galena. Os cristais de arsenopirite destes filões são substituídos por minerais de alteração supergénica, como a escorodite, enquanto anglesite, mimetite e quintoreíte estão associados à alteração da galena (Antunes et al., 2003). Estes filões

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produzem efeitos de metassomatismo na rocha encaixante. Nestes filões de quartzo, a barite maciça é a mais pura e concentra-se onde a quantidade de quartzo é menor, enquanto a barite sacaróide é impura e ocorre em zonas onde o quartzo já é abundante (Carvalho, 1987). A barite constitui 20 a 30% destes filões (Instituto Geológico e Mineiro, 1998) e tem composição homogénea (Antunes et al., 2002).

q – Filões de Quartzo Apresentam espessuras variáveis, desde alguns centímetros até alguns metros, e ocorrem,

geralmente, paralelamente às orientações estruturais da região. De um modo geral, o quartzo é branco, leitoso, por vezes com tons ligeiramente acinzentados e negro nos filões que afloram nas auréolas de metamorfismo de contacto associadas aos maciços graníticos.

No bordo SW do Maciço de Zebreira é frequente a presença de moscovite nos bordos dos filões de quartzo, em associação com sulfuretos (pirite, arsenopirite). A N do maciço granítico de Segura ocorrem filões de quartzo com cassiterite e volframite. Correspondem a fendas de tracção, cuja espessura média não ultrapassa os 10 cm, embora tenha sido encontrado um filão com 50 cm, e comprimento de 1300 m (Antunes et al., 2002). Estes filões de quartzo, subhorizontais, com textura xenomórfica granular, são constituídos por quartzo, moscovite, cassiterite, volframite, raro zircão, apatite e diversos sulfuretos, como pirrotite, arsenopirite, pirite, esfalerite, calcopirite, estanite e os sulfossais, matildite e schapbachite. A escorodite constitui o produto de alteração supergénica da arsenopirite (Antunes, 2001). A cassiterite é mais abundante nos filões localizados junto aos granitos, enquanto a volframite tende a aumentar com a distância aos granitos.

Os filões de quartzo com barite, galena e blenda mostram forte relação espacial com o granito moscovítico. Estas estruturas filonianas ocorrem no preenchimento de falhas ENE-WSW e NNE-SSW, ao longo de uma espessura máxima de 3 m e o de maior extensão atinge 2500 m de comprimento. No contacto destes filões com o granito moscovítico há densas redes de filonetes quartzosos, de espessura variando entre 2 e 15 cm e de orientações várias (Antunes et al., 2002).

A sul de Rosmaninhal, salienta-se a ocorrência de filões de quartzo, subverticais e com orientação N50º-60ºE, mineralizados em W e Sn.

IV. – METAMORFISMO Os metassedimentos da sucessão do Grupo das Beiras sofreram acção de um incipiente

metamorfismo regional de baixo grau que não ultrapassou a zona da clorite da fácies dos xistos verdes. São comuns texturas grano-lepidoblásticas e associações mineralógicas do tipo:

1) quartzo + albite + sericite + clorite + turmalina + opacos + zircão.

A intrusão dos maciços de Zebreira e Segura (este, desenvolvendo-se para leste) produziu auréolas de metamorfismo de contacto, de dimensões variáveis, nos litótipos do Grupo das Beiras que envolvem os referidos corpos.

Nas acções metamórficas do Maciço de Zebreira, os metassedimentos adquiriram, na parte mais externa da auréola, uma textura porfiroblástica foliada passando a corneana no interior da mesma; a nível mineralógico, e no mesmo sentido, observam-se sucessivamente as seguintes associações:

2) quartzo + albite-oligoclase + biotite + clorite + moscovite ± turmalina ± opacos;

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3) quartzo + albite-oligoclase + moscovite + andaluzite + biotite + turmalina ± corindo ± cordierite (?) ± opacos ± apatite.

Na base dos dados petrogenéticos (Pereira, 1985) infere-se que a temperatura e a pressão terão atingido valores da ordem dos 450ºC a 670ºC e 220 a 350 MPa, respectivamente, o que indicará uma profundidade mínima de implantação do maciço da ordem dos 8 a 14 km.

As acções térmicas associadas à intrusão do plutão granítico de Segura promoveram o desenvolvimento de uma auréola de metamorfismo de contacto com espessura média superior a 500 m, onde localmente foram distinguidas a zona externa (~ 480 m de largura), constituída, na generalidade, por micaxistos com textura grano-lepidoblástica e porfiroblastos de cordierite alterados para moscovite secundária, e a zona interna (~ 20 m de largura), não continua, composta por corneanas com textura granoblástica (Antunes, 1999). Esta fácies metamórfica é constituída pela seguinte associação:

4) quartzo + feldspato potássico (microclina) + albite + biotite + moscovite + cordierite + silimanite ± zircão ± apatite ± opacos (ilmenite, pirite e pirrotite).

A auréola de intrusão do pequeno plutonito espanhol de Estorninos, descrito como granito de duas micas e grão grosseiro (IGME, 1984), atinge os metassedimentos no leito do Rio Erges, a SE do vértice geodésico de Serrinha. As acções térmicas originam texturas granoblásticas em corneanas e grano-lepidoblástica em micaxistos com associações mineralógicas do tipo (IGME, 1984):

5) quartzo + feldspato potássico + biotite + cordierite + clorite + moscovite ± andaluzite ± opacos.

V. – TECTÓNICA A região foi afectada, do ponto de vista estrutural, por episódios de deformação susceptíveis

de serem integrados em diferentes ciclos geológicos. Os mais antigos estão relacionados com fases extensionais do ciclo Varisco, que são responsáveis por algumas das estruturas desenvolvidas nos metassedimentos subjacentes aos Quartzitos Armoricanos. Outros episódios estão associados às fases de convergência / colisão variscas, que são responsáveis pela deformação penetrativa que afecta as litologias do Grupo das Beiras e da formação do Quartzito Armoricano. Mais recentemente, ocorre deformação relativa à compressão alpina.

A estrutura geral da região apresenta orientação WNW-ESE nos metassedimentos do Grupo das Beiras e NW-SE nas litologias da formação do Quartzito Armoricano, sobressaindo entre estas unidades, uma importante discordância. À escala regional, foram evidenciadas mega-estruturas de interferência no Grupo das Beiras, onde se identificaram e cartografaram as formações de Malpica do Tejo e Rosmaninhal, que foram designados de:

– Antiforma de Malhadio-Serrinha; – Sinforma de Rosmaninhal-Monforte da Beira. No antiforma de Malhadio-Serrinha e no sinforma de Rosmaninhal-Monforte da Beira verifica-

se interacção de dobras sardas “em caixa” com dobramentos da 1ª fase varisca. Estas interferências provocam flutuações nas direcções e nos pendores dos flancos das grandes estruturas. No flanco N daquele antiforma, a polaridade é normal enquanto o flanco sul se encontra

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invertido, exceptuando na região situada nas proximidades dos quartzitos armoricanos, onde a polaridade é normal.

A expressão da interferência de dobramentos faz com que a zona axial do antiforma de Malhadio-Serrinha mergulhe fortemente, onde sobrepõe o sinclinal sardo de eixo sub-horizontal e direcção NE da região da Serrinha. Este antiforma apresenta clivagem de plano axial (S1) e vergência para SSW.

A análise da estrutura regional permite inferir que a crista quartzitica de Monforte da Beira se situa num sinforma num sardo retomado pela orogenia varisca como sinclinal daqui resultando interferência de duas estruturas sinclinais.

Atendendo ao descrito na estrutura geral, sobressaem na região deformações pré-variscas de idade câmbrica (Romão et al., 2010) nos metassedimentos do Grupo das Beiras, que são evidenciadas pela sua interferência com as estruturas de primeira fase varisca. Relacionadas com a compressão varisca, do Devónico Médio ao Carbónico Inferior, foram ainda, reconhecidas algumas estruturas (Ribeiro et al., 2007).

V.1 – Fase de Deformação Sarda s. l. À escala do bordo SW da Zona Centro-Ibérica, a fase Sarda sensu latu é evidenciada por dois

episódios de deformação (Romão et al., in press). O primeiro episódio (Toledânico), estratigraficamente mais baixo, origina uma discordância cartográfica de alto ângulo entre o Grupo das Beiras e a base da sequência alostratigráfica transgressiva do Grupo de Vale do Grou (Romão et al., 2005). O segundo evento (Ibérico) está também associado a uma discordância cartográfica, embora mais ténue, entre o Grupo de Vale do Grou e os Quartzitos Armoricanos. Trata-se de uma fase de inversão transiente, com dois máximos separados por um curto intervalo extensional, gerando estruturas que controlam a intrusão e extrusão das rochas magmáticas coevas (Romão et al., 2005).

Na área cartografada, o Grupo de Vale do Grou não aflora, observando-se a formação do Quartzito Armoricano directamente sobre as litologias do Grupo das Beiras; nesta situação, as duas discordâncias acima mencionadas e evidenciadas na região de Monfortinho/Penha Garcia e Amêndoa-Carvoeiro, ambas a norte da presente carta geológica, são marcadas pela mesma superfície, representando esta, um intervalo de tempo bastante maior.

Nestas condições, a fase toledânica corresponde a um importante episódio de deformação, evidenciado por discordância cartográfica de alto ângulo, dobras em caixa sem clivagem de plano axial, cavalgamentos e magmatismo bimodal com polo ácido dominante.

A discordância cartográfica entre o Grupo das Beiras e a formação do Quartzito Armoricano é bem visível à escala macroscópica. De facto, existe um contraste acentuado quer nos valores da estratificação, quer nos da lineação de intersecção L1, cujos pendores nos estratos dos metassedimentos do Grupo das Beiras são inclinados e nos Quartzitos Armoricanos são subhorizontais.

As dobras, no geral de orientação NE-SW, apresentam eixos subhorizontais e vergência dominante para SE, como se pode verificar em Fervedouro e Vale da Morena, e às vezes para NW (Nave da Azinha) São caracterizadas por duas superfícies axiais convergentes, donde a designação de dobras conjugadas, e apresentam zonas de charneira curvas, por isso se denominam dobras em caixa, da designação inglesa – “box fold” (Ramsay & Huber, 1987). Estas dobras tendem a evoluir em profundidade para uma única dobra de charneira aguda, até que acaba por desaparecer completamente, como se pode verificar em Cabeço Mouro (Fervedouro). Todas estas dobras são cortadas pela clivagem varisca S1.

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A sobreposição do dobramento varisco subsequente ao anteriormente descrito origina estruturas de interferência difíceis de cartografar. Estruturas equivalentes foram interpretadas por Rodrigues (1982) como interferências do tipo I de Ramsay na Sierra da Gata e Las Hurdes (centro de Espanha). Contudo, na região em estudo, as dobras pré-variscas são do tipo “box fold” com duas superfícies axiais nas zonas mais superficiais e vergências para SE, localmente para NW. Assim, as geometrias resultantes da interferência terão que ser do tipo I e II de Ramsay (1967).

Salienta-se a presença de numerosos filonetes de quartzo, muito dobrados, por vezes, com geometrias complexas, e clivados pela xistosidade principal varisca, com espessura centimétrica em toda a região, cujas direcções principais correspondem a N-S, N 20º-30º E, N 60º-80º E e N 20º-25ºW. Estas orientações são conjugadas entre si e podem corresponder a fendas de tracção, que se desenvolveram paralelamente ou a valores próximos de 45°, dos eixos das dobras em caixa pré-variscas. Outra hipótese para a sua génese é a acção de soluções sob pressão aquando do dobramento varisco.

Entre as estruturas de interferência identificadas e cartografadas, salientam-se as estruturas da Medronheira (a sul de Vale da Azinheira), Fervedouro e Vale da Morena (Romão & Ribeiro, 1992; Romão, 1994).

A primeira desenvolve-se em metapelitos laminados do membro inferior da formação de Malpica do Tejo, cobertos por metagrauvaques do membro superior da mesma unidade. Corresponde a uma estrutura antiformal, que resultou da interferência entre um anticlinal sardo, de vergência para SE, e diversas dobras mesoscópicas da principal fase varisca. Estas dobras, que se evidenciam nos bordos oriental e ocidental desta estrutura, possuem clivagem (S1) sub-paralela às superfícies axiais das dobras variscas que transpõe o anticlinal pré-varisco.

Na estrutura de interferência do Fervedouro, o núcleo desenvolve-se em metagrauvaques do membro superior da formação de Malpica do Tejo, cobertos por metapelitos da formação de Rosmaninhal. Constitui uma estrutura antiformal originada pela interferência de um anticlinal sardo com o flanco NW invertido, vergente para WNW, sobreposto com numerosas dobras variscas. A clivagem S1 é de plano axial nas dobras variscas e transpõe o anticlinal pré-varisco. Quando se projectam as lineações que ocorrem nos flancos do anticlinal sardo num plano de clivagem S1, verifica-se que estas inclinam no geral para SE, quer as do flanco normal quer as do flanco invertido.

A estrutura de interferência de Vale da Morena foi definida através da cartografia detalhada dos metagrauvaques do membro superior da formação de Malpica do Tejo e dos metapelitos da Formação de Rosmaninhal. O plano de cavalgamento é afectado pelo dobramento varisco e transposto pela clivagem varisca S1. Contem estrias marcadas por fibras de quartzo de espessura centimétrica a milimétrica, cuja orientação é N60º-75ºW, 60º-65ºSE, o que permite deduzir movimento de NW para SE (Romão & Ribeiro, 1992).

A estrutura de interferência de Boizana é similar á de Vale da Morena, com o cavalgamento de Boizana a transportar as litologias do membro superior da Formação de Malpica do Tejo sobre os metassedimentos da formação de Rosmaninhal. Ambos os cavalgamentos duplicam a sequência estratigráfica de NW para SE (Romão & Ribeiro, 1992).

Na região cartografada ocorrem filões de natureza félsica que parecem estar relacionados com esta fase pré-varisca, nomeadamente na Ribeira de Enchacana e Cabeço Mouro. São filões normalmente transpostos pela clivagem varisca principal e, localmente, afectados por dobras mesoscópicas.

A partir da análise geométrica das estruturas descritas e de outros elementos observados no bordo SW da Zona Centro Ibérica, definiu-se um campo de tensão para o episódio toledânico da fase sarda, cuja tensão compressiva mínima (σ1) é próxima de NE-SW e a tensão compressiva máxima (σ3) teria a direcção NW-SE (Romão, 2000). O episódio ibérico ocorreu posteriormente por

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abertura extensional das falhas NNW-SSE e das suas conjugadas WNW-ESE, sugerindo uma tensão compressiva mínima (σ1) próxima de NE-SW e uma tensão compressiva máxima (σ3) vertical.

V.2 – Deformação Varisca As estruturas variscas identificadas e representadas cartograficamente estão relacionadas

com o processo colisional responsável pela génese da Cadeia Varisca Ibérica. Resultaram da actuação de várias fases de deformação associadas a episódios de compressão varisca; destaca-se a fase principal (D1) que apresenta grande expressão em toda a região e a segunda fase (D2), mais débil, e limitada a áreas muito restritas. As fases variscas tardias são frágeis e marcadas por densas redes de falhas.

Primeira fase de deformação varisca (D1) Este evento tectónico produziu o forte dobramento de todas as unidades ante-mesozóicas da

região, sendo acompanhado pela génese de dobras e respectiva clivagem (S1) que é a estrutura penetrativa mais importante à escala regional

Esta fase produz dobras com diferentes estilos consoante os materiais afectados sejam metassedimentos do Grupo das Beiras (superfícies S0, previamente dobradas) ou litologias do Ordovícico (superfícies horizontais). De facto, no Grupo das Beiras são visíveis, à escala do afloramento, numerosas dobras mesoscópicas assimétricas a isoclinais, com superfície axial sub-paralela à clivagem regional (S1), cuja direcção geral é WNW-ESE a NW-SE. Estas dobras apresentam eixos sub-horizontais quando a interferência com a fase pré-varisca é praticamente inexistente (Cegonhas Velhas e vértice geodésico de Campinho, 5km a E do primeiro); quando há forte interferência entre as duas fases as dobras exibem eixos sub-verticais como, por exemplo, em Enchacana e Cabeço do Mouro. Por vezes, o flanco curto das dobras variscas não é observado, consequência da movimentação inversa de falhas, cujo comprimento não é significativo. Nas litologias quartzíticas de Monforte da Beira observaram-se dobras cilíndricas com eixos de direcção NW-SE, cujo estilo corresponde a dobras isopacas nas camadas competentes.

A clivagem primária (S1) foi cartografada de forma sistemática para se definirem as estruturas regionais e locais. Apresenta orientação geral NW-SE a WNW-ESE, com pendores na generalidade fortemente verticalizados e é bem marcada à escala mesoscópica, com vários aspectos e estilos, consoante as litologias afectadas. A análise detalhada dos seus planos permite identificar sinais de movimentação cisalhante com uma componente esquerda associada.

Nos estratos metapelíticos forma-se um fabric planar com desenvolvimento uniforme ao longo das bancadas. Nestas litologias a clivagem é materializada pela orientação preferencial dos cristais tabulares dos filossilicatos e toma a designação de clivagem xistenta. Quando os pelitos são bastante físseis ao longo da estratificação e da clivagem de fluxo originam-se estruturas em lápis (pencil cleavage), nomeadamente em Alares e Juncal (a sudoeste de Nave da Azinha). Nas bancadas de maior granularidade (metassiltitos, metagrauvaques e metaconglomerados), a clivagem primária assume as formas de clivagem xistenta incipiente e clivagem de fractura.

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A estrutura linear L1 resultou da intersecção dos planos de estratificação (S0) com a clivagem primária (S1) (L1= S0^S1). Esta lineação é relativamente heterogénea e bem marcada nos litótipos de maior fissilidade e mal definida ou quase inexistente nas litologias de maior granularidade. A distribuição dos valores das suas atitudes está representada no diagrama da figura 4; a lineação apresenta, no geral, uma direcção NW-SE, com dois núcleos de concentração de valores: um, com tendência sub-horizontal, quando domina o dobramento varisco e, outro, subvertical, donde se pode inferir a presença de dois dobramentos claramente distintos (varisco e sardo). Salienta-se ainda a ocorrência de afloramentos de dimensão métrica com planos de clivagem (S1) bem marcados, onde as lineações (L1) formam dobras de charneira aguda com eixos sub-horizontais de direcção NE-SW (Boizana e Vale de Morena).

Fig 4 – Diagramas de densidade dos polos da xistosidade -S1- (A) e das lineações de intersecção -L1- (B). Projecção na rede de Schmidt, hemisfério inferior.

O estiramento (X1) é uma lineação que se traduz por um alinhamento preferencial de minerais

nas superfícies de clivagem (S1). As medidas efectuadas desta lineação apresentam pitch para SE, variável entre 75°-90°. Constituem marcadores passivos do estiramento: o alongamento de cristais de pirite nos metapelitos e de clastos nos metagrauvaques grosseiros e metaconglomerados e as estruturas elipsoidais que resultaram dos processos de oxidação-redução em minerais opacos; congruente com os marcadores já descritos é a ocorrência de fibras de quartzo identificadas em fendas de tracção com desenvolvimento subperpendicular á direcção máxima de elongação.

Em clara associação espacial com as principais dobras D1, que se desenvolveram nas litologias quartzíticas, foram cartografados cavalgamentos de primeira ordem. Um dos cavalgamentos é intra-quartzítico (Monforte da Beira) e, o outro (Cabeça Gorda), coloca os metassedimentos do Grupo das Beiras sobre as litologias quartzíticas, contudo, apresentam traçado sub-paralelo (NW-SE) e direcção de transporte sub-perpendicular aos eixos das dobras D1.

A terminar a análise da primeira fase de deformação varisca é de salientar a compatibilidade geométrica e cinemática entre as estruturas D1 e os cavalgamentos sugerindo deformação progressiva a partir de um mesmo campo de tensões: compressão máxima (σ1), subhorizontal, de direcção NE-SW, compressão mínima (σ3), subvertical, e tensão intermédia (σ2), subhorizontal, de direcção NW-SE.

A B

n- 92 n- 247

NN

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Segunda fase de deformação varisca (D2) Esta fase apresenta comportamento discreto e afecta, apenas ligeiramente, a fase anterior D1.

Manifesta-se, no geral, pela presença duma lineação de crenulação bem marcada nos planos da clivagem primária e, muito localmente, por clivagem muito penetrativa. A lineação de crenulação, medida nos planos da clivagem (S1), apresenta uma direcção variável de N15ºW a N20ºE, com pendor para Este, com valores que oscilam de 20° a 65°. Esta crenulação torna-se penetrativa na área entre as manchas do Maciço de Zebreira, com orientação de N5º-20ºW.

As estruturas observadas poderiam ter resultado da actuação de um campo de tensões com compressão máxima (σ1) subhorizontal, próxima da direcção ENE-WSW, tensão intermédia (σ2), subvertical, e compressão mínima (σ3), subhorizontal, próxima de NNW-SSE.

V.2.1 – Deformação Tardi-Varisca A região cartografada foi recortada por uma densa rede de falhas que podem ser agrupadas

em dois sistemas conjugados. O sistema conjugado mais desenvolvido, com direcção NNE-SSW a NE-SW e de pendor subvertical, apresenta cinemática esquerda predominante (falha do Ponsul). São desligamentos caracterizados por expressão cartográfica por vezes significativa, cujo traçado é normalmente evidenciado por esmagamento, quartzo, no geral brechificado, ou presença de pórfiros, como por exemplo, os localizados a W de Vale da Morena.

O outro sistema conjugado, com expressão cartográfica expressiva a SW de Segura, apresenta direcção NNW-SSE a NW-SE e pendor subvertical, sendo caracterizado, no geral, por movimentação dextra. O traçado dos desligamentos incluídos neste sistema é muitas vezes sublinhado por rochas filonianas, indicando que estas estruturas são bastante profundas.

Um terceiro sistema de desligamentos com forte expressão cartográfica consiste no sistema com direcção ESE-WNW a E-W e pendor subvertical, caracterizado por cinemática esquerda dominante. É bem marcado por numerosos filões de natureza básica (gabros e microgabros), que ocorrem com abundância a sul de Rosmaninhal.

Quando se enquadra esta fracturação à escala de toda a cadeia Varisca ibérica, considera-se que os desligamentos ESE-WNW a E-W são de primeira ordem e delimitam os desligamentos NNE-SSW a NE-SW, que são compatíveis com um modelo de estruturas em dominó (Ribeiro et al., 2007).

Outras manifestações frágeis tardias, observadas na região, consistem em faixas com bandas kink e fendas de tracção escalonadas, ambas com movimentação direita associada. As bandas kink, são estruturas, por vezes bastante penetrativas, que se evidenciam quando a anisotropia das rochas é relativamente elevada, enquanto as fendas de tracção ocorrem sempre que a anisotropia das rochas diminui de forma significativa. As duas estruturas, na generalidade subverticais, são caracterizadas pela sua direcção N-S a NNE-SSW.

A interpretação cinemática e dinâmica da deformação frágil tardi-varisca descrita nos parágrafos anteriores é dificultada pelo facto de muitas das fracturas terem sido reactivadas em episódios tectónicos distintos. No entanto, o conhecimento da geologia regional permite inferir que os desligamentos se terão movimentado no Pérmico inferior e que o campo de tensões correspondente terá resultado de encurtamento máximo na direcção E-W e encurtamento intermédio local N-S, gerando-se assim constrição (Sant´Ovaia et al., 2000; Ribeiro et al., 2007).

31

V.3 – Deformação Alpina No Maciço Hespérico, os estágios finais da Orogenia Varisca foram caracterizados pela

ocorrência de uma fracturação intensa da crosta, com o desenvolvimento de sistemas de falhas com orientações diversas, nomadamente de direcção NNE-SSW a NE-SW, ENE-WSW, e NW-SE a NNW-SSE. Esta fracturação tardi-varisca foi inicialmente analisada por Ribeiro (1974) e Arthaud & Matte (1975), que caracterizaram o primeiro e segundo sistemas (NNE-SSW a NE-SW e ENE-WSW) como falhas de desligamento esquerdo, e o terceiro sistema (NW-SE a NNW-SSE) como falhas de desligamento direito, relacionadas com uma compressão máxima regional de direcção N-S. Em trabalho posterior, Marques et al. (2004) contestam aquela interpretação, defendendo que as falhas do sistema NNE-SSW a NE-SW funcionaram na fase de deformação tardi-varisca como desligamentos direitos, conjugados de desligamentos esquerdos ENE-WSW, por acção de uma compressão máxima orientada NE-SW. Segundo estes autores, a separação esquerda que se observa em marcadores do soco varisco rejeitados pelas falhas de direcção NNE-SSW é de idade alpina, resultante da acção de uma compressão máxima orientada NW-SE, que inverteu a cinemática direita anterior.

Efectivamente, a compressão gerada no bloco ibérico pela interacção entre a Ibéria (acoplada à África) e a Eurásia e, depois, entre a Ibéria (acoplada à Eurásia) e a África durante o Cenozóico, produziu dobramento litosférico e reactivação de descontinuidades crustais pré-existentes, designadamente falhas originadas na orogenia varisca (Ribeiro et al., 1979, 1990; Cabral, 1995; Cloetingh et al. 2002, 2005). Alguns destes acidentes tectónicos regionais reactivados durante a orogenia Alpina tiveram actividade tectónica até ao Quaternário, como por exemplo, as falhas do Ponsul e de Segura.

A falha do Ponsul (Ribeiro, 1942, 1943a, b, 1949; Dias & Cabral, 1989; Cabral, 1995), que atravessa o quadrante NW da presente carta geológica, estende-se em Portugal numa distância de 85 km, desde Arneiro, a W de Vila Velha de Ródão, até às Termas de Monfortinho, prolongando-se para Espanha (Moreno Serrano, 1990), numa extensão total de 120 km, com uma direcção média N 55-60º E. O seu traçado é evidenciado na morfologia por uma escarpa de falha em quase em todo o seu comprimento, com um comando máximo de 175 m (Dias & Cabral, 1989). Este degrau tectónico, que sobressai no relevo regional acentuadamente aplanado, corresponde à primeira subida da superfície da Meseta em direcção à Cordilheira Central, separando o sector correspondente à Superfície do Alto Alentejo, ou superfície de Nisa, a S, da Plataforma de Castelo Branco, a N (Dias & Cabral, 1989; Cabral, 1995). Embora de direcção geral ENE-WSW, a falha do Ponsul apresenta uma geometria complexa, apresentando segmentos dispostos em échelon com salto direito, ligados por zonas de transferência de direcção NW-SE a NNW-SSE segundo uma geometria provavelmente herdada da sua génese como desligamento esquerdo durante a fase de fracturação tardi-varisca. Desloca referências no soco com separação horizontal esquerda máxima de 1,5 km, e evidencia reactivação pós-paleozóica testemunhada por dados geomorfológicos, estratigráficos e estruturais (Dias & Cabral, 1989; Cabral, 1995). Apesar da inclinação acentuada, aliás expectável atendendo à sua génese como desligamento, esta falha apresenta numerosas evidências de reactivção com componente dominante de movimentação inversa, provavelmente a partir do Miocénico superior, desenvolvendo-se a bacia de Moraleja-Ródão (bacia sedimentar de Castelo Branco, em Portugal) a S, onde ficaram preservados sedimentos detríticos continentais de idade cenozóica, e, concomitantemente, uma escarpa de falha limitando a bacia a N, hoje parcialmente exumada. O primeiro evento de reactivação é correlativo da deposição dos sedimentos sin-tectónicos da Formação de Torre, de idade provável miocénica superior (não aflorante na região), havendo evidências de um segundo evento de reactivação no Miocénico terminal a Pliocínico (Zancleano), testemunhado pela sedimentação da Formação de Monfortinho.

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A geometria da falha, a priori desfavorável a uma reactivação com movimentação inversa face a uma compressão neogénica provavelmente NNW-SSE a NW-SE, sugere a ocorrência de tensões diferenciais elevadas e, na parte mais superficial, a geração de ramificações (shortcuts). Com efeito, os contactos por falha entre as rochas do soco situadas a tecto, no bloco setentrional, e os sedimentos cenozóicos, preservados a muro, no bloco meridional, apresentam inclinações muito variadas, de 25º a cerca de 90º, embora de uma forma geral inclinem 35º a 55ºNW, suportando aquela interpretação. Na presente carta geológica, a falha do Ponsul apresenta diversos contactos por falha inversa entre metassedimentos das formações de Malpica do Tejo e do Rosmaninhal, a N, e sedimentos detríticos da Formação de Cabeço do Infante, a S: N 35º E, 23ºNW, a SSE do vértice geodésico de Malhadio; N 70º E, 88º NW, a NW de Monte Velho; N 55º E, 20ºNW, a W de Monte Velho; N 70º E, 33ºN, a SSW do vértice geodésico de Granja.

A actividade neotectónica da falha do Ponsul, entendida como a actividade tectónica ocorrida aproximadamente no período Pliocénico superior a Quaternário (últimos 3 Ma), é evidenciada pela sua expressão geomorfológica e por evidências de deslocamentos em unidades morfo-sedimentares de idade provável placenciana a quaternária. O primeiro critério corresponde à presença de uma escarpa de um modo geral bem conservada e pouco recuada em relação ao traço da falha, embora se reconheça que o factor dominante desta expressão morfológica se deva a um efeito de exumação resultante do encaixe do Rio Tejo e de toda a drenagem que lhe está associada, conduzindo à evacuação dos sedimentos preservados na Bacia de Castelo Branco, mais brandos do que as rochas do soco situadas a tecto da falha. Quanto ao segundo, não se observou em afloramento nenhuma relação de corte entre a falha e as unidades presentes daquela idade. As evidências de deformação correspondem à detecção de desníveis entre essas formações de um e outro lado da falha (Dias & Cabral, 1989).

Os valores de desnivelamento acumulado conduzem a velocidades médias de deslocamento vertical na falha compreendidos entre 0,014 mm/ano (50 m em 3,6 Ma) e 0,029 mm/ano (8 m em 280 ka).

A falha de Segura localiza-se no quadrante NE da carta, estendendo-se segundo uma orientação geral ENE-WSW ao longo de cerca 22,5 km desde Cegonhas Velhas, a WSW, até à região de Segura, a ENE (Dias et al., 1993). Limita a norte a bacia sedimentar de Segura, uma sub-bacia no contexto da bacia sedimentar de Castelo Branco, onde estão preservados sedimentos detríticos de idade cenozóica. Expressa-se no relevo por uma escarpa virada a S, que a acompanha em quase em toda a sua extensão, com um comando de 25 a 60 m.

O traçado da falha tem geometria complexa, acentuadamente sinuosa, com troços de direcções variadas de NW-SE a NE-SW, por vezes formando incipientes estruturas imbricadas. A sua actividade cenozóica é evidenciada por dados estruturais e relações de corte, pois coloca metassedimentos da formação de Malpica do Tejo no bloco setentrional a cavalgarem sedimentos da Formação de Cabeço do Infante (cenozóicos), no bloco meridional. De um modo geral, o contacto por falha inclina entre 30º a 75º para N, com excepção de um pequeno segmento na extremidade ocidental da falha junto a Cegonhas Velhas, em que o contacto inclina para S, formando um retrocavalgamento de 2ª ordem (Dias et al., 1993).

Contrariamente ao proposto para a falha do Ponsul, a extrema irregularidade do traçado da falha de Segura sugere que este acidente tectónico corresponda essencialmente a uma estrutura de cavalgamento neoformada numa primeira fase de deformação alpina, provavelmente no Miocénico superior, possivelmente com reactivação parcial de descontinuidades de diferentes orientações pré-existentes no soco paleozóico e não que resulte da reactivação de uma estrutura única, contínua, herdada da fase de deformação tardi-varisca. As evidências de reactivação fini-neogénica a quaternária são escassas, expressas pela escarpa de falha associada, embora se reconheça que esta deriva principalmente de erosão diferencial (escarpa de linha de falha).

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Contudo, nalguns locais existem indícios da falha deslocar uma superfície de erosão regional, de idade provavelmente pliocénica superior – quaternária inferior, desnivelando-a de cerca de 25 a 50 m, com subida do bloco setentrional (Dias et al., 1993).

Na zona respeitante à presente carta é possível observar a falha de Segura em afloramento em diversos locais:

N 85º E, 36ºS, a NW de Cegonhas Velhas; N 60º W, 28ºNE; a E do vértice geodésico de Cegonhas 1º; N 74º E, 16ºN, a SE do Couto das Cegonhas; N 90º E, 76º-55ºN, a WSW do vértice geodésico de Enchacanas; N 30º E, 40ºNW, a ENE do vértice geodésico de Enchacanas; N 40º W, 75ºN, a NE da Granja e a E da Ribeira do Concelho; N 90º E, 75ºN, a NW da Tapada da Guerroeira.

Na área da presente carta geológica, ocorrem outros acidentes tectónicos secundários testemunhando reactivação cenozóica, embora sem evidências de actividade neotectónica, nomeadamente:

Falha de Pardinhos, no sector central da carta, estendendo-se desde a zona a E do vértice geodésico de Peso, a S, até à zona de Couto da Serrinha, a N, numa extensão de aproximadamente 8 km. Apresenta uma direcção geral NNE-SSW, e inclinação para E. Embora o seu traçado não seja visível em toda a extensão da falha, existem evidências de reactivação cenozóica, com as rochas do soco, a E, a cavalgarem os sedimentos cenozóicos, a W. É possível observar o contacto por falha inversa entre metassedimentos da Formação de Rosmaninhal e os sedimentos da Formação de Cabeço do Infante em diversos afloramentos, onde apresenta as seguintes atitudes:

− N 64º E, 38ºNW, a S do vértice geodésico de Pardinhos; − N 35º W, 22ºSW, a WSW de Barros; − N 54º E, 19ºSE, a SW de Barros; − N 80º E, 47ºS, a N de Barros;

Falha da Tapada da Tenda, junto desta localidade na zona central da carta, aflorando numa extensão de 1,7 km. Apresenta uma direcção WNW-ESE e inclina para N, colocando em contacto litologias da formação de Malpica do Tejo, a N, com sedimentos cenozóicos da Formação de Cabeço do Infante, a S. O contacto por falha observa-se em afloramento na zona da Tapada da Tenda, com uma orientação N 82º W, 26ºN;

Falha de Cabeça Gorda, que se situa no quadrante SW da carta, estendendo-se desde a área de Fonte Nova, a NE, até à Ribeira de Negrais, a SW, numa extensão de aproximadamente 14 km. Ao longo do seu traçado existem algumas evidências de reactivação cenozóica expressa pela ocorrência de fracturação em sedimentos cenozóicos da Formação de Cabeço do Infante junto à falha, nomeadamente a S do vértice geodésico de Cabeça Gorda e na área do vértice geodésico de Bizarrinho;

Falha de Sancada, no quadrante ocidental da carta, com direcção ENE-WSW. Afecta sedimentos cenozóicos da Formação de Cabeço do Infante e rejeita a crista quartzítica de Monforte da Beira produzindo um desnível de 40m, com abatimento do sector NW da crista. A NE de Monte da Barata observou-se um contacto por falha inversa entre litologias metapelíticas da formação de Rosmaninhal, a N, e sedimentos da Formação de Cabeço do Infante, a S, de orientação N 84º E, 32ºN;

Falha de Ribeira do Marmelal, que se localiza no quadrante SW da carta, alongando-se desde a zona do Vale do Paio, a N, ao Rio Tejo, a S, numa extensão de aproximadamente 7 km. Apresenta uma direcção de NNW-SSE e inclina para E. A reactivação pós-paleozóica é evidenciada pela ocorrência de metassedimentos da

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formação de Malpica do Tejo, situados a E, em contacto por falha inversa com sedimentos cenozóicos da Formação de Cabeço do Infante, situados a W, tendo-se medido um contacto de orientação N 32º W, 80ºNE, a W de Caninhas;

Falha de Ribeira da Malha Pão, na parte W da carta, com direcção WNW-ESE, afectando sedimentos cenozóicos da Formação de Cabeço do Infante. Observou-se em afloramento a NE de Monte do Grifo, com orientação N 58º W, 90º e estrias indicando movimento de desligamento direito.

VI. – EVOLUÇÃO GEODINÂMICA DA REGIÃO A definição litoestratigráfica, na qual se inclui a caracterização litológica, bem como a

descrição dos elementos tectónicos, evidenciaram que a região abordada foi afectada por dois ciclos orogénicos: Varisco e Alpino.

É consensual que a evolução geodinâmica do ciclo Varisco envolveu uma fase inicial de rift intracontinental (e subsequente deriva para margem passiva à qual se seguiu convergência acrecionária de placas que originou o Orógeno Varisco (380-280 Ma) (Ribeiro e tal., 2007).

Ulteriormente, durante a orogenia alpina, a Ibéria actuou como uma “micro”-placa tectónica com evolução geodinâmica diversificada devido a ter-se movimentado em conjunto alternadamente com as placas africana e euroasiática. O Mesozóico gerou-se em ambiente de rifting, em que à fase inicial de separação continental se seguiram várias fases tectónicas conducentes à abertura do Oceano Atlântico Norte e sequente evolução para margem passiva. Contudo, a partir de finais do Cretácico, a Ibéria ficou sujeita a um contexto compressivo genericamente orientado N-S, devido à convergência de movimentos das placas adjacentes.

Voltando ao problema do Supergrupo Dúrico – Beirão, no final do ciclo Cadomiano com o colapso pós-orogénico resultante do relaxamento de tensõesl, originaram-se pequenas bacias, uma das quais terá evoluido para rift intracontinental onde se depositaram sedimentos que constituem aquela unidade. Esta linha de evolução é consensual e também suportada por dados litogeoquímicos relativos aos elementos maiores de algumas unidades do Grupo das Beiras. Estes elementos indicam erosão e desmantelamento de uma cadeia orogénica (Cadomiana), constituída por rochas sedimentares silicatadas (Romão, 2000; Romão & Oliveira, 2001). A bacia intracontinental assim aberta teve uma evolução prolongada no tempo, desde o Neoproterozóico ao Câmbrico inferior, e foi preenchida por litofácies metapelíticas e metagrauváquicas, na generalidade de cariz turbidítico, que reflectem passagem de talude continental para leque externo ou mesmo planície abissal no bordo SW da Zona Centro-Ibérica (Romão, 2000; Romão, 2001). Esta variação de ambiente é progradante de sul para norte, coordenadas actuais.

Entre o Câmbrico médio a superior, as discordâncias cartográficas anteriormente mencionadas sugerem uma inversão tectónica, transiente, com dois máximos separados por um curto intervalo extensional, a denominada fase Sarda s. l., que pode ter originado estruturas que controlam a intrusão e extrusão das rochas magmáticas coevas. Esta fase está ainda relacionada com o levantamento do flanco S da margem de rift intracontinental (Romão et al., 2005).

A inversão tectónica activa, que ocorre à escala do Terreno Ibérico, vai causar variações acentuadas e rápidas do ambiente de deposição, aparecimento de episódios de deformação transpressiva e desenvolvimento de magmatismo intraplaca (Romão et al., em impressão). De facto, a existência de dobras e cavalgamentos sardos, a intrusão do Maciço de Zebreira e a discordância cartográfica dos Quartzitos Armoricanos sobre as litologias do Grupo das Beiras confirmam a existência da fase de deformação sarda na região. Estes dados podem ser

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interpretados como uma resposta à ruptura da placa Armórica do continente Gondwana, seguida de deriva continental do Terreno Ibérico (Ribeiro et al., 2007).

Durante o Ordovícico inferior a médio, ocorre aprofundamento da bacia e deposição de litofácies finas transgressivas, intercaladas de eventos tempestíticos arenosos em ambiente de plataforma. A transição de margem passiva para activa é marcada por um processo de convergência orogénica continente-continente que se desenvolveu gradualmente ao longo da margem SW do Terreno Autóctone Ibérico durante o Paleozóico superior, com acrecção tectónica sucessiva dos vários terrenos que constituem actualmente o Maciço Ibérico. Este movimento de junção originou heterogeneidade tectónica responsável por uma migração da deformação a grande escala, de SW para NE, e por um domínio axial, mais deformado e metamorfizado relativamente às zonas mais externas da cadeia. A região estudada documenta amplamente os efeitos desta orogenia varisca, principalmente os relacionados com a primeira fase (clivagem xistenta penetrativa) e as tardias com intensa fracturação. A presença do Maciço de Segura deverá corresponder a um episódio distensivo associado ao final da orogenia varisca.

Como referido acima, já a partir dos finais do Cretácico, a Ibéria ficou sujeita a um contexto compressivo orientado grosseiramente N-S, que permitiu o desenvolvimento de bacias intracontinentais. Foi neste ambiente geodinâmico que se depositaram os sedimentos cenozóicos, tectonicamente controladas pela reactivação de estruturas variscas e, ou neoformadas, no contexto cinemático alpino anteriormente descrito.

VII. – HIDROGEOLOGIA

VII.1 – Climatologia e recursos hídricos A área cartografada é drenada por cursos de água que se desenvolvem, principalmente de

NNE para SSW, até afluírem à margem direita do Rio Tejo. Destes cursos de água, destacam-se, respectivamente de oeste para leste, os que constituem as sub-bacias hidrográficas dos rios Ponsul, Aravil e Erges. Os caudais das ribeiras afluentes a estes rios, ainda que fortemente condicionados pelos períodos de chuva, são também sustentados pontualmente por zonas de descarga da circulação subterrânea (nascentes) que, durante a estiagem, contribuem para a perenidade de algumas delas. Em oposição ao regime permanente dos rios Ponsul e Aravil, o Rio Erges apresenta um carácter torrencial, verificando-se, no entanto, nos períodos de estiagem a manutenção de água em zonas deprimidas do leito.

A partir dos valores médios mensais de temperatura e precipitação procedeu-se a breve caracterização hidroclimatológica da área em apreço. Os valores médios de precipitação reportam-se às estações meteorológicas de Ladoeiro e Rosmaninhal, tendo sido calculados a partir dos dados disponibilizados pelo Sistema Nacional de Informação de Recursos Hídricos (SNIRH) do Instituto da Água, I. P. (INAG). Os valores de temperatura utilizados reportam-se à estação meteorológica de Zebreira e são os publicados pelo Instituto Nacional de Meteorologia e Geofísica (Mendes & Bettencourt, 1980).

Recorrendo ao programa Cegevap (Almeida, 1979), uma vez calculados os valores das evapotranspirações potencial e real, efectuaram-se os balanços climatológicos sequenciais mensais de água no solo (método de Thornthwaite-Mather) considerando uma capacidade de campo de 100 mm. Na figura 5 apresentam-se os resultados desses balanços efectuados para as estações de Ladoeiro e Rosmaninhal, indicando-se os valores médios anuais de temperatura,

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precipitação, evapotranspiração potencial, evapotranspiração real, deficit hídrico e superavit hídrico, para as respectivas áreas de influência (polígonos de Thiessen) daquelas estações.

Os balanços relativos às duas estações evidenciam que os deficits médios anuais superam os superavits hídricos, pelo que as suas áreas de influência e, portanto, a globalidade da área de interesse são, tendencialmente, deficitárias em recursos hídricos.

Do valor de superavit hídrico ponderado para a totalidade da área cartografada, isto é, 140 mm/ano, uma parte constitui o escoamento da rede de drenagem superficial e outra a infiltração eficaz. Conforme se infere de Quintela (1974), na área em questão, o escoamento superficial médio ponderado é da ordem dos 121 mm/ano, pelo que se estima o valor médio de infiltração em cerca de 19 mm/ano, ou seja, 3,3% do valor de 581 mm correspondente à precipitação média anual ponderada. O valor da infiltração estimado deste grosso modo é certamente bastante inferior ao real, visto que o valor do escoamento superficial incorpora uma parte significativa da drenagem subterrânea que é restituída às linhas de águas, nomeadamente através de nascentes.

VII.2 – Aptidão aquífera das formações geológicas Do ponto de vista hidrogeológico, as litologias cartografadas podem ser agrupadas em quatro

conjuntos principais, a saber: 1) Depósitos de cobertura sedimentar; 2) Formação do Quartzito Armoricano; 3) Rochas metassedimentares do Grupo das Beiras e 4) Granitóides de Zebreira e de Segura.

Considerando os dados do inventário hidrogeológico realizado em Outubro/2010 e os dados obtidos junto da Administração da Região Hidrográfica do Centro, I.P., apresenta-se a caracterização sintética da aptidão aquífera das formações geológicas acima discriminadas.

Depósitos de cobertura sedimentar Dos depósitos sedimentares, importa destacar os que constituem a Formação de Cabeço do

Infante, seja pela sua extensa mancha cartográfica, seja pelas suas espessuras que podem atingir mais de uma centena de metros, até ao soco materializado por litologias do Grupo das Beiras ou, mais localmente, poelos granitóides aflorante. A Formação do Cabeço do Infante, sendo constituída genericamente por arcoses grosseiras e conglomerados, apresenta granulometria muito heterogénea com abundância de areias e de siliciclastos, além de argilas. Trata-se de materiais em grande parte friáveis, logo com permeabilidade intersticial, cuja capacidade de armazenamento subterrâneo e transmissividade hidráulica permitem, nas zonas topograficamente favoráveis, sustentar caudais importantes de furos e de nascentes, mesmo no final das épocas de estiagem.

As nascentes reconhecidas nestes depósitos são condicionadas pela posição do nível freático, pelo que, nalguns casos, as suas produtividades variam sazonalmente. Durante a época de estiagem, existem nascentes que quase esgotam, ou têm caudais muito reduzidos e existem nascentes com caudais relevantes. Do primeiro caso, são exemplo as nascentes denominadas Fonte Nova, Fonte Couchinha, Brejo da Castanha, Castiça e Ferrarias, todas na freguesia de Monforte da Beira, e a nascente Fonte Vale do Gamo, freguesia de Zebreira, nas quais o caudal máximo observado em Outubro/2010 é, apenas, da ordem de 0,008 L/s. No caso das nascentes mais produtivas à mesma data, referem-se: a Fonte do Peso (0,154 L/s) na zona de Monforte da Beira e a Fonte das Bicas (0,396 L/s), a Fonte das Pias (0,143 L/s) e o Chafariz Novo (0,08 L/s) na zona de Ladoeiro.

37

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38

Na Tabela 3 apresentam-se algumas estatísticas relativas a características geométricas e à produtividade de furos, maioritariamente localizados no Monte da Granja (Malpica do Tejo) e nas envolventes das povoações de Ladoeiro e Monforte da Beira.

Tabela 3

Dados sobre características geométricas e produtividade de furos nosdepósitos de cobertura sedimentar

Formação do Quartzito Armoricano A formação do Quartzito Armoricano, que dá forma ao relevo em crista da região de Monforte

da Beira, tal como outros afloramentos congéneres existentes no território nacional continental, tem especial interesse hidrogeológico. Trata-se de uma crista orientada segundo a direcção NW-SE, com cerca de 9 km de comprimento e largura máxima de 2 km, constituindo uma elevação de cerca de 150 metros acima da superfície da cobertura arcósica. É constituída por bancadas de quartzitos que assentam em discordância angular sobre litologias do Grupo das Beiras. A sua estrutura é complexa, apresentando deformação dúctil traduzida nos seus dobramentos, além da deformação frágil (falhas e diaclases) que, conjuntamente com os espaços abertos de estratificação, lhe confere permeabilidade fissural favorável à percolação da água meteórica até aos diversos pontos de descarga natural existentes.

As nascentes mais importantes ocorrem no sector a noroeste de Monforte da Beira, associadas à fracturação de direcção predominante NE-SW. Nesse sector, destacam-se as exsurgências de Sancada e de Carregal que proporcionam caudais de estiagem na ordem de 0,36 L/s e de 1,17 L/s, respectivamente, sendo a captação de água na zona de exsurgência do Carregal optimizada através de um poço de grande dimensão a partir do qual se procede ao abastecimento público de Monforte da Beira (cerca de 500 habitantes). Ainda no mesmo sector, nesta povoação, são de referir as nascentes da Fonte do Muro e da Fonte de Santo António que debitam, respectivamente, cerca de 0,06 L/s e de 0,07 L/s. Além das nascentes acima mencionadas, ocorrem outras com caudais muito reduzidos ou nulos, localizadas na periferia dos contornos exteriores do afloramento quartzítico já sobre terrenos dos depósitos de cobertura sedimentar, que têm certamente o contributo da drenagem diferida daquela formação.

Na Tabela 4 apresentam-se algumas estatísticas relativas a características geométricas e à produtividade de furos localizados na zona de Monforte da Beira.

Rochas metassedimentares do Grupo da Beiras As rochas metassedimentares do Grupo das Beiras (metapelitos e metagrauvaques), apesar

de apresentarem potencialidades hidrogeológicas intrinsecamente reduzidas, em que a permeabilidade é essencialmente fissural, podem proporcionar, localmente, produtividades com interesse, mormente em zonas de fracturação aberta e sem preenchimento argiloso, assim como

Prof. dos furos (m)

Comprimento drenado

(%)

Caudal (L/s)

NHD-NHE (m)

Caudal específico

(L/s.m)

Nº de Dados 14 13 13 13 14 4 4 4 4Mínimo 40,0 12,0 34,0 21 0,5 6,0 29,0 22,0 0,014

1º Quartil 56,5 20,0 50,0 29 0,7 6,8 30,5 22,8 0,019Mediana 70,0 25,0 55,0 36 1,0 7,0 33,0 23,5 0,0253º Quartil 70,0 30,0 60,0 45 1,4 8,3 35,3 25,5 0,042Máximo 100,0 35,0 80,0 54 3,2 12,0 36,0 30,0 0,079Média 64,9 23,9 54,5 37 1,3 8,0 32,8 24,8 0,036

Desvio Padrão 14,9 7,7 10,8 11 0,8 2,7 3,3 3,6 0,030

Prof. dos drenos (m) Inicial Final

Prof. dos níveis (m) NHE NHD

39

em zonas de contacto litológico ou de intrusão filoniana. Neste contexto, é também de referir a possível existência de zonas de sumidouro nas linhas de água com leitos fissurados, tal como foi constatado em fim de época seca, na Ribeira da Velha, a jusante da povoação de Soalheiras (Rosmaninhal).

Tabela 4

Dados sobre características geométricas e produtividade de furos associados à formação do Quartzito Armoricano

Prof. dos furos (m)

Comprimento drenado

(%)

Caudal (L/s)

NHD-NHE (m)

Caudal específico

(L/s.m)

Nº de Dados 12 12 12 10 12 10 10 10 10Mínimo 38,0 18,0 34,0 23,7 0,2 8,5 18,5 10,0 0,010

1º Quartil 57,5 18,0 50,0 32,9 0,3 12,0 35,5 20,0 0,011Mediana 72,0 27,5 68,0 41,4 0,4 16,0 46,5 22,0 0,0183º Quartil 83,5 40,0 82,0 43,2 0,5 20,0 55,0 36,8 0,027Máximo 100,0 60,0 100,0 65,0 0,8 40,0 60,0 41,0 0,047Média 71,7 32,1 67,0 40,1 0,4 18,5 44,1 25,6 0,022

Desvio Padrão 20,0 15,0 20,0 12,1 0,2 9,8 14,8 11,1 0,013



Das nascentes inventariadas em Outubro/2010, algumas apresentavam caudais praticamente nulos,

e.g. Fonte de Santa Madalena (Rosmaninhal), nascente de Cegonhas Novas (Rosmaninhal) e Fonte dos Ferreiros (Segura), enquanto outras se evidenciavam pela sua produtividade, e.g. Fonte Boa (Soalheiras, Rosmaninhal), Fonte Manuel Farinha (Rosmaninhal) e Fonte de S. João (Rosmaninhal), com caudais na ordem de 0,40 L/s, 0,14 L/s e 0,06 L/s, respectivamente.

Na Tabela 5 indicam-se algumas características de furos localizados na freguesia de Rosmaninhal.

Tabela 5 Dados sobre características geométricas e produtividade de furos nas formações do Grupo das Beiras

Granitóides de Zebreira e de Segura Na ausência da fracturação que confere a permeabilidade fissural e de mantos de alteração

que conferem a permeabilidade intersticial, os maciços graníticos têm pouco interesse hidrogeológico. Contudo, os afloramentos graníticos das zonas de Zebreira e de Segura, pese embora a sua dimensão em planta relativamente reduzida, favorecem a ocorrência de caudais por vezes interessantes, não apenas em consequência de se apresentarem fracturados e parcialmente afectados por processos de alteração que conduzem à sua progressiva arenização, mas, sobretudo, pelas zonas de contacto com as litologias encaixantes (metapelitos e metagrauvaques do Grupo das Beiras).

Na povoação de Segura, as nascentes Chafariz da Calçada e Fonte das Freiras, no fim da época de estiagem, proporcionavam caudais na ordem de 0,02 L/s e de 0,2 L/s, respectivamente.

Na Tabela 6 apresentam-se as produtividades e algumas características de furos, também localizados na povoação de Segura.

Prof. dos furos (m)

Comprimento drenado

(%)

Caudal (L/s)

NHD-NHE (m)

Caudal específico

(L/s.m)

Nº de Dados 4 4 4 4 4 1 1 1 1Mínimo 52,0 15,0 40,0 23 0,3Média 70,5 27,0 59,0 40 0,6 11,0 27,0 16,0 0,041

Máximo 90,0 38,0 74,0 74 0,7



40

Tabela 6 Dados sobre características geométricas e produtividade de furos nos granitóides

VII-3 – Qualidade das Águas Subterrâneas A caracterização hidroquímica que se segue baseou-se em vinte e duas análises físico-

químicas de águas amostradas durante o mês de Outubro/2010, em vinte e uma nascentes e num furo. In situ mediram-se: os parâmetros de condutividade eléctrica, sólidos dissolvidos totais, pH, potencial redox e temperatura da água. De entre os parâmetros físico-químicos analisados laboratorialmente, constam os seguintes – dureza total, sílica e espécies iónicas maiores (catiões: Na+, Ca2+, Mg2+ e K+; aniões: Cl-, HCO3-, SO4-2, PO4-3, NO3- e F-). Na figura 6, em associação com as principais litologias, representa-se a composição química maioritária através de diagramas de Stiff e de classes de valores do ião nitrato.

Hidroquimismo dos depósitos de cobertura sedimentar A amostragem efectuou-se em nove pontos de água a saber: furo da Quinta da Mina (Monforte

da Beira), nascentes Castiça, Fonte das Pereiras, Fonte do Peso e Fonte da Pelota (Brejo da Castanha) também situadas na zona de Monforte da Beira, nascentes Fonte das Pias, Fonte das Bicas e Chafariz Novo, situadas em Ladoeiro, e a nascente Vale do Gamo (Zebreira). No que respeita à composição química maioritária, relativamente aos catiões, as fácies hidroquímicas são mistas e, quanto aos aniões, predomina a fácies bicarbonatada-cloretada. As águas apresentam carácter ácido (5,8 < pH < 6,9, média = mediana = 6,5) e valores de mineralização compreendidos entre 142 e 590 mg/L (média = 305 mg/L, mediana = 237 mg/L). Os valores de dureza total variam entre 3,6 e 32 ºF (média = 13,8 ºF, mediana = 7,8 ºF). As concentrações de ião nitrato variam entre 5 e 37 mg/L (média = 17 mg/L, mediana = 12 mg/L), pelo que a contaminação por compostos de azoto se torna evidente, em particular nas nascentes Fonte da Pelota, Chafariz Novo e Fonte das Pias, em consequência de se localizarem nas imadiações de habitações ou em terrenos aráveis, utilizados para a actividade agropecuária.

Hidroquimismo da formação do Quartzito Armoricano A amostragem em seis locais (poço do Carregal e nascentes de Sancada, Carregal, Fonte do

Muro, Fonte de Santo António e Feteira) permite constatar que as águas são predominantemente cloretadas-sódicas, apresentam dureza total reduzida (0,3 <dureza total <1,8 ºF, média = 1,1 ºF) e destacam-se pelo seu carácter marcadamente ácido (4,7 <pH <6,1, média = 5,3) A típica hipossalinidade das águas (mineralização <50 mg/L) que circulam no seio de rochas siliciosas constituídas por minerais estáveis ou pouco reactivos, como o quartzo e outros polimorfos de sílica, é, nalguns casos, mascarada por valores de mineralização um pouco superiores (29 <mineralização <93 mg/L, média = 54 mg/L). Este acréscimo da mineralização é devido ao contributo de origem antrópica que se traduz, em grande parte, no incremento das concentrações dos iões nitrato e bicarbonato nas duas nascentes localizadas na povoação de Monforte da Beira

Prof. dos furos (m)

Comprimento drenado

(%)

Caudal (L/s)

NHD-NHE (m)

Caudal específico

(L/s.m)

Nº de Dados 5 5 5 5 5 4 4 4 4Mínimo 85,0 12,0 76,0 26 0,4 11,0 54,0 36,0 0,008Média 93,2 23,2 82,8 47 0,6 14,8 66,3 51,5 0,010

Máximo 100,0 50,0 90,0 81 1,1 18,0 77,0 65,0 0,017



41

(nascentes de Santo António e Fonte do Muro), nas quais se observaram, respectivamente, os seguintes pares de valores (ião nitrato; ião bicarbonato) expressos em mg/L: (17; 26) e (18;18).

Hidroquimismo das rochas metassedimentares do Grupo da Beiras Das cinco águas amostradas, três têm fácies bicarbonatada-sódica (nascentes Fonte de São

João, Fonte de Santa Madalena e das Cegonhas), apresentando as restantes fácies bicarbonatada-magnésica-sódica (nascentes Manuel Farinha e Fonte Boa). No seu conjunto, são águas de carácter praticamente neutro (6,1 <pH <7,9, média = 6,9) e com valores de mineralização compreendidos entre 137 e 502 mg/L, sendo a média igual a 262 mg/L. Os valores de dureza total

Fig. 6

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42

variam entre 3 e 19,6 ºF e assumem como média 9,3 ºF. A contaminação por compostos azotados pode ser considerada como inexistente, visto que a concentração média do ião nitrato é de 4 mg/L, sendo o máximo, observado na Fonte de São João, de apenas 7 mg/L.

Hidroquimismo dos granitóides As duas únicas nascentes amostradas, Chafariz da Calçada e Fonte das Freiras, ambas

siltuadas em zonas de vertente, a sul e a jusante da povoação de Segura, apresentam fácies cloretada-calco-sódica. Nas águas da primeira e da segunda nascente observaram-se, respectivamente, os seguintes pares de valores: mineralização (1358 e 437 mg/L); pH (6,9 e 5,7) e dureza total (71 e 21,6 ºF). Atendendo à ocupação dos terrenos a montante das nascentes, as elevadas mineralizações das águas, com substantiva contribuição das concentrações dos iões nitrato (401 e 129 mg/L), sulfato (108 e 29 mg/L) e cálcio (192 e 59 mg/L), indicam situações de contaminação de origem agrícola e/ou doméstica, particularmente notórias quando, como no presente caso, a circulação subterrânea se processa em rochas graníticas com reduzida capacidade de depuração.

VII.4 – Recursos Hidrominerais Na margem esquerda do Rio Aravil, a cerca de 200 m a norte da sua confluência com a

Ribeira do Freixo, ocorre uma nascente de água sulfúrea sódica (ou sulfúrea alcalina), conhecida por Fonte Enxofrada, que tem merecido os cuidados da Junta de Freguesia de Rosmaninhal e o aproveitamento popular, face às potencialidades do recurso hidromineral no tratamento de dermatoses e às suas propriedades digestivas. Trata-se de uma fonte de mergulho, com formato de tanque rectangular (cerca de 0,5 m x 1,5 m) e com profundidade aproximada de 0,5 m. No seu fundo, constituído por filitos fissurados do Grupo das Beiras, observa-se a exsurgência propriamente dita. A água é retirada através dum recepiente ou, por sucção através de uma mangueira de pequeno diâmetro ou, ainda, por um oríficio onde corre o excesso de água do tanque que, em Outubro/2010, se traduzia num caudal muito reduzido, aproximadamente de 0,006 L/s.

In situ, foram observados os parâmetros e respectivos valores que se seguem: condutividade eléctrica (1259 µS/cm), sólidos totais dissolvidos (629 mg/L), pH (9,7), temperatura da água (16,7ºC) e potencial redox (-155 mV, valor indicador de circulação da água em condições redutoras). É ainda de salientar, como caractetística deste tipo de águas, a concentração elevada em ião fluoreto cujo valor obtido em laboratório foi de 4,1 mg/L.

Segundo Calado (2001), na sequência de Almeida & Calado (1993), as águas sulfúreas alcalinas fluoretadas, tal como a da Fonte Enxofrada, “fazem parte de um sistema hidromineral dominado por vapor, i.e., a composição química resulta da mineralização de águas subterrâneas comuns por fluxos de voláteis quentes vindos de profundidade, exalados por magma em arrefecimento”. Ora, a localização da Fonte Enxofrada sugere a sua subordinação a uma zona de falha de desenvolvimento regional NE-SW, mais precisamente à falha de Segura que, localmente, cede passagem à Ribeira do Freixo e que, pelo seu enraizamento profundo, eventalmente infracrustal, será favorável à circulação hidrotermal. Se por regra, na Zona Centro Ibérica as águas sulfúreas alcalinas evidenciam circuitos intimamente ligados a plutonitos ígneos, incluindo corpos filonianos (Calado, 2001), a presença da nascente em rochas metassedimentares do Grupo das Beiras pode sugerir a presença de um corpo ígneo em maior ou menor profundidade nas imediações da sua localização.

43

No limite sul da área cartografada, na margem direita do Rio Tejo, junto às ribeirae da Santa e e de São Domingos, estão referenciadas outras nascentes de águas sulfúreas alcalinas denominadas, Fonte Santa do Tejo e Fedegosa de São Domingos (Calado, 2001).

VIII. – RECURSOS GEOLÓGICOS

VIII.1 – Recursos Minerais Não Metálicos Na área da presente Carta, actualmente, existe apenas um registo de exploração de massas

minerais (areias), localizado junto ao Rio Ponsul, no extremo NW da região. Contudo, o potencial em matérias-primas para construção, nomeadamente areias, é significativo nos depósitos arcósicos correspondentes à Formação de Cabeço do Infante (Cunha, 1996). De facto, esta formação é constituida por litofácies caracterizadas por areias feldspáticas, com boa aptidão para construção, sendo os recursos aparentemente elevados mas ainda não conhecidos.

As ocorrências de argila até agora reconhecidas na Formação de Cabeço do Infante, inserem-se no tipo argilas comuns, mas o seu potencial não significativo, devido ao seu carácter lenticular e às reduzidas espessuras das respectivas camadas, que ocorrem intercaladas entre estratos areníticos e conglomeráticos. Barbosa (1982), com base em trabalhos de Carvalho (1967, 1968), efectuou a caracterização mineralógica, granulométrica e estratigráfica dos depósitos arcósicos da Formação de Cabeço do Infante. Este estudo, efectuado na área correspondente à Folha do Rosmaninhal, visou sobretudo, a detecção de argilas especiais, nomeadamente atapulgite, e incluiu um projecto de sondagens. Concluiu que a esmectite predomina na fracção argilosa, ocorrendo atapulgite preferencialmente na base do enchimento sedimentar, nas fracções argilosa, silto-argilosa, com teores médios próximos de 16%.

A sudoeste de Zebreira, no extremo norte da carta, regista-se uma pequena pedreira inactiva, onde se extraiu pedra para construção, pertencente ao Granodiorito biotítico de grão médio a grosseiro de Zebreira. Estes granitóides pré-orogénicos bastante fracturados, apresentam foliação, pelo que apesar de não existirem dados quanto à sua caracterização tecnológica, a potencialidade a esperar para agregados de qualidade (tipo britas), será provavelmente baixa.

VIII.2 – Recursos Minerais Metálicos O estudo de mineralizações metálicas na província da Beira Baixa decorre há várias décadas,

com registos científicos efectuados por Carlos Ribeiro, a partir de 1859 (Thadeu, 1951). Apesar desta carta poder ser considerada deficitária, no geral, em ocorrências e anomalias de minérios metálicos, são contudo conhecidas ocorrências, que já foram alvo de concessão, e uma zona aurífera já prospectada em tempos romanos.

Nesta região são conhecidas duas antigas concessões mineiras: uma, no sector NE, para bário (Ba), e outra, no sector SSW, para chumbo (Pb). A primeira, denominada Vale das Porcas, de morfologia filoniana e orientação NE-SW, dá origem, em amostras de sedimentos de linhas de água, a concentrações na ordem dos 14500 ppm de Ba (Inverno et al., 2007). Esta ocorrência ressalta ainda nos estudos de estatística univariada efectuados por Viegas et al., (1988). Dos resultados obtidos em campanhas de prospecção efectuadas na área, aparenta ser a única ocorrência de bário, uma vez que os teores obtidos no resto da carta são próprios de background e

44

sempre abaixo dos 1000 ppm. A segunda concessão conhecida, associada a filão quartzoso, com orientação N-S, de natureza plumbífera, denominada Fonte Fria, foi evidenciada por concentrações anómalas de Pb em amostras de sedimentos de linhas de água apresentando teores na ordem dos 98-314 ppm de Pb.

Thadeu (1951) refere a presença de ocorrências filonianas nas Minas de Segura, actualmente designadas de Campo Mineiro de Segura, que foi constituído por 12 concessões de volfrâmio, estanho, chumbo (e bário). Estas mineralizações foram exploradas entre 1942 e 1953, pela Empresa Mineira de Segura, Lda. Os filões de quartzo mineralizados em Sn-W produziram cerca de 100 toneladas de concentrados com 60 % de cassiterite e 12 toneladas de concentrados com 50 % de volframite; enquanto que os filões de quartzo mineralizados em Ba-Pb, produziram 525 toneladas de barite e 211 toneladas de galena (Antunes, 1999). São escassos os locais onde se podem observar os filões mineralizados à superfície, mesmo nos locais com evidências de trabalhos antigos, dado encontrarem-se, no geral, cobertos e obstruídos. Contudo, foram identificadas escombreiras, em áreas com elevada densidade de filonetes de quartzo, com desenvolvimento subhorizontal, e depressões, que resultaram de antigos trabalhos ao longo de uma falha E-W a ENE-WSW, parcialmente preenchida por quartzo e barite, cuja idade é posterior à instalação do quartzo nas fendas de tracção subhorizontais. Foram também identificados e cartografados outros filões quartzosos, de orientação NE-SW a ENE-WSW, e filões aplo-pegmatíticos, com cassiterite, lepidolite e fosfatos do tipo ambligonite-montebrasite. Contudo, as reservas de lepidolite não foram quantificadas até ao presente nos corpos filonianos ricos em compostos de lítio (Ramos, 2000). Estas mineralizações integram duas províncias metalogenéticas: Varisca e Alpina (Thadeu, 1951). A mais antiga (Sn-W), está relacionada com a presença de fluidos que circulam ao longo de fracturas tardi-variscas ou em fendas de tracção subhorizontais que são consequência do estiramento em a (Ribeiro & Pereira, 1982). A mais recente (Ba-Pb) é caracterizada por ocorrências metalíferas de baixa temperatura e pressão (jazigos epitermais).

O ouro (Au) foi em tempos explorado pelos romanos nos terraços do Rio Tejo, subsistindo actualmente conheiras que são produtos residuais de antigas explorações. Junto a Rosmaninhal, ocorrem diversas escombreiras de reduzida dimensão, ligadas à exploração artesanal de um filão de quartzo aurífero. Admite-se que esta exploração possa ser de idade romana, já que na região existem várias evidências de ocupação romana.

Para além das explorações citadas, ocorrem ainda partículas de ouro vestigial, que merecem destaque por serem próprios de background alto a ligeiramente anómalos. Destacam-se os valores de ouro em terrenos adjacentes ao Rio Ponsul, com teores anómalos de ouro (20-1300 ppb de Au; teores médios na ordem de 120-150 ppb de Au), fortemente relacionados com o afloramento de filões de pórfiro granítico e seu encaixante, a formação de Malpica do Tejo. Foram ainda registados alguns valores de ouro (130-150 ppb de Au) associados à vertente NE da crista quartzítica de Monforte da Beira.

O fósforo (P) ocorre com valores de background altos a anómalos, da qual se destacam: 1) 0,60-0,12% de P, em sedimentos fluviais, localizados no norte/centro carta, associados à formação Malpica do Tejo na proximidade de filões de quartzo; 2) 0,09-0,34% de P, concentrados nos granodioríticos de Zebreira e 3) 0,10-0,28% de P, na rede de drenagem da Ribeira de Aravil, o que permite suspeitar a eventual presença de quartzitos radioactivos portadores de monazite e/ou xenótimo, associados à crista quartzítica, que constitui a formação do Quartzito Armoricano (Inverno et al., 2007). A presença de conglomerados com fosfatos, constituindo clastos, e disseminado na matriz (Romão, 1994) também pode explicar a ocorrência de P nesta rede de drenagem.

Detectaram-se ainda pontualmente, valores anómalos de urânio (U) e tório (Th) nos seguintes locais: A) aproximadamente a 2 km a oeste de Zebreira, onde atingem 8-23 ppm de U e 20-29 ppm

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de Th, em sedimentos fluviais eventualmente provenientes da erosão do Maciço de Zebreira e da Formação Cabeço de Infante; B) junto ao maciço granítico de Segura com valores de 7,6-84 ppm de U e 14,3-41,7 ppm de Th; C) nas redes de drenagem reconhecidas sobre as formações de Malpica do Tejo e Rosmaninhal, que ocorrem junto à crista quartzítica de Monforte da Beira com 16,0-20,8 ppm de Th; D) na área ocupada pelas margens do Rio Tejo com 7-9 ppm de U e 25-38 ppm de Th (Inverno et al., 2007).

IX. – ARQUEOLOGIA Reporta-se o estado actual dos conhecimentos sobre a evolução do povoamento no território

cartografado, com base em dados arqueológicos, obtidos a partir do último quartel do século XX, no âmbito de projectos de investigação liderados pela Associação de Estudos do Alto Tejo (Henriques et al., 1999).

Os sítios arqueológicos que figuram no sector norte da Carta são representativos da diversidade de vestígios da ocupação do território, desde a Pré-História até à Modernidade. Contudo, os sítios actualmente reconhecidos são em número muito superior ao do conjunto representado na carta, sobretudo no espaço delimitado pelos rios Tejo, Erges e Ribeira de Aravil. Na área situada mais a ocidente, confinada entre os rios Tejo, Aravil e Ponsul, os dados arqueológicos disponíveis são idênticos, contudo menos numerosos, por deficit de investigação.

Pré-História Antiga A presença das mais antigas comunidades humanas está bem representada no trecho mais

encaixado do Rio Tejo, nos terraços situados imediatamente a montante e a jusante das Portas de Ródão (Raposo, 1987; Almeida et al., 2008); são evidenciados por indústrias líticas, maioritariamente quartzito, fauna (Foz do Enxarrique?) e estruturas de habitat (Vila Ruivas), correspondentes a uma longa evolução cultural, de cerca de 150.000 anos, desde o Paleolítico Inferior (Acheulense Médio, Monte Famaco) ao Paleolítico Superior (Vila Ruivas), mas com maior expressão, em número de sítios, durante a etapa média (Mustierense). O estudo geomorfológico e a datação dos terraços do Tejo por luminiscência (Cunha et al., 2005, 2008), tem permitido balizar a idade daquelas unidades geológicas e aferir as cronologias anteriormente atribuídas às ocupações humanas ali materializadas; o nível contendo os mais antigos artefactos foi datado em ~ 300 ka.

Na zona cartografada reconheceram-se alguns vestígios de indústrias líticas do Paleolítico Inferior e Médio nos terraços quaternários da margem direita do Rio Ponsul, em Malhada Velha e para jusante, em Monte do Sordo e Monte da Ponte (Bicho et al., 1994). Apesar da lacuna de conhecimento imposta pela albufeira de Cedillo e da circunstância da margem direita do Tejo ser mais alcantilada, não é improvável que trechos mais estáveis, pequenos terraços, zonas de passagem e entradas de afluentes (Mole, Fonte Santa SIM), tenham acolhido assentamentos humanos antigos. Por outro lado, nas superfícies culminantes situadas no interior deste território, correspondentes à sedimentação continental do final do Cenozóico, reconheceram-se extensas zonas de habitat disperso, pós-paleolítico (Henriques et al., em impressão), com um padrão idêntico ao reconhecido na zona de Vila Velha do Ródão (Henriques et al., 2008). O estudo detalhado e atento das indústrias líticas ali reconhecidas poderá discriminar a presença de ocupações paleolíticas.

Outro indício da passagem de grupos humanos antigos, à escala regional, corresponde à presença de grafismos rupestres, representando equídeos e caprídeos, nas margens rochosas dos

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rios Zêzere e Ocreza (Baptista, 2001; 2004), casos, por enquanto, episódicos e sem paralelo na área cartografada, nomeadamente no Rio Erges, onde já se conhecem registos gráficos pós-paleolíticos (Henriques et al, em impressão; Nobre, 2008). Por outro lado, as margens do trecho internacional do Rio Tejo, onde o potencial gráfico é mais elevado, permanecem inacessíveis, pois estão submersas sob extensa massa de água.

Pré-História Recente e Proto-História A partir do Neolítico, com a diversificação e incremento dos meios de subsistência, através da

produção de alimentos e da domesticação de animais (agro-pastoralismo), a que acrescem a caça e recolecção, multiplicam-se os vestígios materiais de humanização no território considerado, bem como a sua repartição naquele espaço. Consideramos para o efeito o lapso de tempo balizado entre o 5º e o 1º milénio antes de Cristo.

No espaço confinado entre os rios Erges, Tejo e Ribeira de Aravil, o mais investigado até ao momento, estão inventariadas (Henriques et al., 1993; Cardoso et al., 2003; Henriques et al., 2010; Henriques et al., em impressão) mais de duzentas ocorrências datáveis da Pré-História recente e Proto-História. Esta densidade de vestígios tem equivalência no território espanhol envolvente (Bueno et al., 2006). Os vestígios mais representativos são estruturas funerárias, sob montículo artificial (mamoa), as mais antigas arquitecturas conservadas nesta região. Além destas construções, foram reconhecidos alguns monumentos com carácter ritual, como recintos líticos, menires e estelas. A ocupação deste território encontra-se também evidenciada por sítios de habitat e grafismos rupestres.

As edificações funerárias foram implantadas sobre plataformas detríticas cenozóicas, sobre o substrato antigo constituído por litologias do Grupo das Beiras e sobre aluviões modernos, mas não foram reconhecidas sobre as cristas quartzíticas, nomeadamente no trecho existente em Monforte da Beira. Distribuem-se desde os pontos mais elevados (v. g. Ovelheiros) até posições mais deprimidas, sobranceiras à rede hidrográfica. Estes monumentos foram construídos com rochas que floram na região, com destaque para metagrauvaques e metapelitos, empregues sobretudo na estrutura funerária; foi ainda utilizado o quartzo leitoso, como elemento de uso invariável nas estruturas monticulares, sob a forma de couraças ou cairns. Os contentores funerários são de diferentes tipos (cistas, câmaras simples, fechadas ou abertas, sepulturas com câmara e corredor) sendo também diversificados os conjuntos de artefactos nelas encerrados (líticos, cerâmicos e metálicos, estes em muito menor quantidade). A conjugação de arquitecturas e espólios fundamentou uma proposta evolutiva destas sepulturas entre o V e o III milénio a.C. (Cardoso et al., 2003). Na área desta Notícia Explicativa foram escavados monumentos deste tipo no Couto da Espanhola, no Couto do Amieiro, locais situados a Norte da aldeia de Rosmaninhal, no Poço do Chibo, a oriente do lugar abandonado de Alares e no Cabeço da Forca, na periferia de Rosmaninhal. A presença de determinadas matérias-primas como o sílex tem sugerido trocas comerciais de longa distância, nomeadamente com a região do Baixo Tejo.

Os vestígios de habitat, atribuíveis ao Neolítico-Calcolítico, ocupam o topo aplanado das plataformas detríticas cenozóicas, em áreas por vezes extensas, contudo de modo disperso. Tais vestígios, observados à superfície, circunscrevem-se a diversos tipos de artefactos: em pedra lascada (microlítica e macrolítica, quartzito e sílex), pedra polida (machados, enxós e martelos), pedra afeiçoada (dormentes e moventes de mós manuais) e alguma cerâmica. O padrão geomorfológico desta ocupação residencial, coincidindo em exclusivo com as formações detríticas referidas, é idêntico ao observado nos concelhos de Vila Velha de Ródão (Caninas et al., 2004), Nisa, Castelo Branco e Mação; existem evidências escavadas em dois assentamentos sobre a Formação de Falagueira (Cunha, 1996), a Charneca de Fratel (Soares, 1988) e o Cabeço da Velha (Cardoso et al., 1998a), em Ródão com cronologias entre o Neolítico Final e o Calcolítico.

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Na região de Castelo Branco, a partir do Calcolítico Pleno e até à Idade do Ferro, o modo de habitat altera-se, tornando-se mais confinado no espaço e adquirindo diferentes posicionamentos em função da geomorfologia. São os casos (Vilaça, 2008) dos povoados de São Martinho (Castelo Branco) e do Monte do Castelo (Monforte da Beira), sobre cristas quartzíticas, e de Alegrios, Moreirinha e Monte do Trigo (Idanha-a-Nova), sobre relevos graníticos bem destacados na paisagem. Em alguns desses sítios existiram reocupações, como no Monte do Trigo, datáveis do Calcolítico Pleno e do Bronze Final. As casas do Bronze Final, identificadas no Monte de São Domingos (Cardoso et al., 1998b) em Malpica do Tejo, e o povoado da Cachouça (Vilaça, 2008), com ocupações do Neolítico Final, Bronze Final e Ferro Inicial, fogem ao padrão anterior, já que são edificados em áreas de topografia baixa. Os achados metálicos reconhecidos na área cartografada, nomeadamente tesouros e depósitos metálicos, tanto de adornos como de ferramentas de uso quotidiano (ouro, prata e bronze), evidenciam redes de trocas comerciais à escala europeia (Vilaça, 2008). Ao invés da etapa precedente, em que se assistiu a uma necropolização da paisagem, a partir da Idade do Bronze, as estruturas funerárias tornam-se invisíveis, fenómeno aliás comum a outras regiões do território português. Existe outro tipo de assentamentos, com paralelos ao longo dos afluentes do Tejo, tanto para jusante como para montante (Martín Bravo, 2009) da área desta Notícia Explicativa, com ocupações iniciadas na Idade do Ferro, que se prolongam, por vezes, pela Época Romana e Alta Idade Média. Ocupam, em geral, posições deprimidas, sobre pequenos cabeços muralhados, envolvidos por apertados meandros fluviais. Estes sítios estão geralmente associados a topónimos do tipo Castelo Velho, Castelos e Castelejo.

Os grafismos rupestres identificados neste território evidenciam variabilidade na sua relação com a topografia. Os casos mais frequentes correspondem à gravação de rochas ao ar livre com covinhas, cujo padrão de distribuição parece acompanhar, em parte, as estruturas funerárias. Mas é no Rio Erges que se encontram os motivos mais interessantes, com destaque para antropomorfos esquemáticos e figuras circulares (Henriques et al., em impressão; Nobre, 2008), um conjunto que delimita a montante o complexo artístico do Tejo (Gomes, 2010). Os antropomorfos do Erges, em geral acéfalos, maioritariamente de braços arqueados e em alguns casos sem membros inferiores, são enquadráveis no Neolítico Final/Calcolítico e apresentam analogias com motivos idênticos aos gravados na Arte do Tejo (Baptista et al., 1978; Gomes, 2010), em esteios de monumentos funerários cacerenhos (Bueno Ramírez & Balbín Behrmann, 2000) e pintados em abrigos, como por exemplo, em Santiago de Alcántara (Bueno et al. 2006) e em Arronches, no extremo sul da Serra de São Mamede (Oliveira & Borges, 1998; Gomes, 1985). São ainda de referir, pela sua analogia com os grafismos do Erges, as representações humanas esquemáticas da Lapa da Moura, próximo de Monsanto (Almeida & Ferreira, 1966)

Entre a Época Romana e a Época Portuguesa O processo de romanização deu origem a uma nova organização do território, com efeitos ao nível

da rede viária e do habitat, em associação com a exploração de recursos naturais. A área em apreço inseria-se em território que teve capital na Egitania (Idanha-a-Velha) e que foi integrado, a partir do Imperador Augusto, na vasta Província da Lusitânia. Entre a zona de Viseu e a capital da Lusitânia (Emerita Augusta) foi estabelecida uma via principal que passaria sobre o Rio Erges, em Segura, na ponte ainda hoje ali existente, e mais a Sudeste na monumental ponte sobre o Rio Tejo, em Alcântara.

Os vestígios desta época são significativos na área cartografada, consistindo em vários tipos de assentamentos (casos dos sítios de Vale da Loja, de Cegonhas Velhas, de São Domingos e de Cabeço da Cruz), vocacionados para a exploração agrícola dos aluviões nas margens dos principais rios que drenam a região. Destacam-se os aluviões que ocorrem no compartimento inferior da falha do Ponsul, nomeadamente os que afloram no vale da Enxacana. Alguns destes assentamentos perduraram no

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tempo, transitando para a Idade Média e mantendo-se actualmente na forma de montes e arraiais. Como indícios dessa continuidade refiram-se as sepulturas escavadas na rocha consideradas alto-medievais (sítios de Santa Madalena e Fonte de Santiago), situadas nas proximidades dos referidos assentamentos residenciais, que coincidem muitas vezes com propriedades muradas, e ainda os topónimos granja e ordem.

A exploração de metais no subsolo, mediante escavação de poços e galerias, está desde há muito assinalada na zona do Rosmaninhal (Schwarz, 1936), em alguns casos com marcas de actividade recente (Minas do Cabeço). Contudo, tem vindo a ganhar expressão nos últimos anos (Sanchez-Palencia & Garcia, 2005; Henriques et al, em impressão), o reconhecimento de vastas áreas de exploração de ouro em depósitos fluviais nos rios Ponsul, Erges e Tejo, e Ribeira de Aravil evidenciados por impressivos, e por vezes extensos, depósitos grosseiros de calhaus a grandes blocos (conheiras de Fonte Santa e Foz do Ribeiro do Freixo), além de outras evidências, como barragens de aterro (Monte da Represa), que poderiam ter prestado fornecimento de água à actividade extractiva.

A extensa fronteira fluvial, situada a sul (Tejo) e a leste (Erges), enquanto limite político-administrativo, teve um efeito de barreira entre povos a partir da Reconquista com a afirmação da nacionalidade portuguesa (séc. XII). De facto, a partir da Reconquista cristã foi atribuído papel destacado a diversas ordens militares na defesa e exploração deste território, época em que terá sido construída uma densa rede de castelos. Estas fortificações podem ser englobadas em três linhas (Nunes, 2005), que serviram tanto o propósito de consolidar o controlo do Tejo, face ao poder muçulmano, como o da defesa dos territórios conquistados face ao poder leonês. Mais tarde, nos séculos XVII e XVIII, o controlo da fronteira leste, uma das entradas naturais de Portugal e rota de invasão utilizada mais que uma vez, continuou com a construção de fortes e atalaias. Mantêm-se parte destas estruturas, nomeadamente atalaias, como as existentes sobre o Rio Tejo (Fraldona) e sobre o Rio Erges (Tapada da Guerroeira) perto de Segura, e alguns castelos mais emblemáticos, mas muitas outras foram demolidas, como os castelos de Salvaterra do Extremo, Segura e Rosmaninhal, absorvidos pelas novas povoações, que transferiram para os elegantes pelourinhos os símbolos do seu poder.

Além das construções referidas, é possível ainda encontrar uma variedade apreciável de património ilustrativo do modo de vida rural de muitos séculos (registado em diversas monografias locais, como as de Segura, de M. Andrade, 1988, de Zebreira, de M. Antunes, 2003, e de Rosmaninhal, de M. Chambino, 2000, e de J. Pinheirinho, 2001), desde templos de diversos tipos - igrejas, capelas e ermidas -, a toda uma arquitectura de abrigo, tanto de pessoas, como de animais e outros bens, não esquecendo as singulares casas redondas de falsa cúpula tão características de região. Mas é talvez em torno das estruturas de captação, transporte, armazenamento de água e uso da sua força motriz (moinhos e azenhas) que se materializa, de forma mais expressiva, uma actividade humana com pelo menos cinco séculos.

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REFERÊNCIAS

Almeida, C. A. C. (1979) – Programas para calculadoras de bolso com aplicações em hidrogeologia. Bol. Mus. Lab. Min. FCUL, vol 16 (1), pp 101-102. Lisboa.

Almeida, C. A. C. & Calado, C. M. A. (1993) – Chemical components of deep origin in sulphide waters of the Portuguese sector of the Hesperian Massif. Memoirs of the 24th Congress of International Association of Hydrogeologists, Part 1, pp 377-387, Oslo.

Almeida, F. & Ferreira, O. V. (1966) - Descoberta das Primeiras Insculturas com Figuração Humana Estilizada nos Arredores de Idanha-a-Velha, Lucerna, 5. Porto: 425-433.

Almeida, N.; Deprez, S. & De Dapper, M. (2008) - The Palaeolithic Occupation of the North-eastern Alentejo (Portugal): a geoarchaeological approach. Graphical Markers and Megalith Builders in the International Tagus, Iberian Peninsula, British Archaeological Reports, BAR International Series 1765, Oxford, England: 19-25.

Alves, T. M., Gawthorpe, R. L. Hunt, D. W. & Monteiro, J. H. (2003) - Cenozoic tectono-sedimentary evolution of the western Iberian margin. Marine Geology, 75-108.

Antunes, I.M.H.R. (1999) - Impacte Ambiental de antigas explorações mineiras na região de Segura. Tese de Mestrado em Geociências – Especialização em Ambiente e Ordenamento do Território. Faculdade de Ciências e Tecnologia da Universidade de Coimbra, Portugal, 162 pp (não publicado).

Antunes, I.M.H.R. (2001) - Geologia e impactes ambientais na região de Segura. Geonovas, nº 15, 113 – 123. Antunes, I.M.H.R, Neiva, M.R.& Silva, M.V.G. (2002) - The mineralized veins and the impact of old mine workings on

the environment at Segura, central Portugal. Chemical Geology 190, 417-431. Antunes, I.M.H.R, Neiva, M. R. & Silva, M.V.G. (2003) - Caracterização geoquímica de minerais de jazigos da região

de Segura (Castelo Branco). “A Geologia de Engenharia e os Recurso Geológicos”; Livro de Homenagem ao Prof. Cotelo Neiva. Imprensa da Universidade de Coimbra, 157-168.

Antunes, I.M.H.R.; Silva, M.M.V.G & Corfu, F. (2009) - The genesis of I- and S-type granitoid rocks of the Early Ordovician Oledo pluton, Central Iberian Zone (Central Portugal). Lithos 111, 168-185.

Arthaud, F. and Matte, Ph. (1975) - The southwestern European Late Variscan strike-slip shear faults: geometric pattern and deformationconditions. Tectonophysics, 25, 139–171.

Azerêdo, A. C., Duarte, Henriques, M. H. & Manuppella, G. (2003) – Da dinâmica continental do Triássico aos mares continentais do Jurássico Inferior e Médio. Cadernos de Geologia de Portugal. 54pp.

Baptista, A. M. (2001) - Ocreza (Envendos, Mação, Portugal Central): um novo sítio com Arte Paleolítica de Ar Livre. Arkeos – Perspectivas em Diálogo, 11. Centro Europeu de Investigação da Pré-História do Alto Ribatejo, Tomar: 163-192.

Baptista, A. M. (2004) - Arte Paleolítica de Ar livre no Rio Zêzere (Barroca, Fundão). Ebvrobriga, 1. Revista do Museu Arqueológico Municipal José Monteiro do Fundão. Fundão: 8-15.

Baptista, A. M.; Martins, M. M. & Serrão, E. C. (1978) - Felskunst im Tejo-Tal, São Simão (Nisa, Portalegre, Portugal). Madrider Mitteilungen, 19. Madrid: 89-101.

Barbosa, B. (1982) - Arcoses da Beira Baixa: caracterização sedimentológica, mineralógica e estratigráfica preliminar e projecto de sondagens. Relatório técnico do Serviço de Fomento Mineiro, Direcção Geral de Geologia e Minas, Lisboa.

Bicho, N. F.; Jorge, C. R.; Ladeira, J. A.; Pereira, J. P. & Salvador, M. M. (1994) - Prospecção arqueológica das formações quaternárias do Rio Ponsul. Actas das V Jornadas Arqueológicas, 1. Associação dos Arqueólogos Portugueses. Lisboa: 65-74.

Bueno Ramírez, P. & Balbín Behrmann, R. (2000) - Arte megalítico en la Extremadura Española. Extremadura Arqueológica, 8. Mérida: 345-379.

Bueno, P.; Barroso, R.; Balbín, R. & Carrera, F. (2006) - Megalitos y Marcadores Gráficos en el Tajo Internacional: Santiago de Alcántara (Cáceres). Ayuntamiento de Santiago de Alcántara.

Cabral, J. (1995) - Neotectónica de Portugal continental. Mem. Inst. Geol. Mineiro Port. 31, 265 p. Cloetingh, S.A.P.L., Burov, E., Beekman, F., Andeweg, B., Andriessen, P.A.M., Garcia Castellanos, D., de Vicente, G.

and Vegas, R., 2002. Lithospheric folding in Iberia. Tectonics 21 (5) 1041-1067, doi:10.1029/2001TC901031.. Cloetingh, S.; Ziegler, P.A.; Beekman, F.; Andriessen, P.A.M.; Matenco, L.; Bada, G.; Garcia-Castellanos, D.;

50

Hardebol, N.; Dèzes, P. and Sokoutis, D. (2005) Lithospheric memory, state of stress andrheology: neotectónica controls on Europe’s intraplate continental topography. Quaternary Science Reviews 24, 241–304.

Calado, C. M. A. (2001) – A ocorrência de água sulfúrea alcalina no Maciço Hespérico: quadro hidrogeológico e quimiogénese. Dissertação apresentada para obtenção do grau de Doutor em Geologia, especialidade de Hidrogeologia. FCUL, Dep. Geologia, 462 p. Lisboa.

Caninas, J. C.; Henriques, F. & Gouveia, J. (2004) - Arqueologia da Região de Fratel. Um Olhar entre a Pré-História e os Tempos Modernos. Itinerários por Terras da Açafa. Associação de Estudos do Alto Tejo. Vila Velha de Ródão.

Cardoso, J. L.; Silva, C. T.; Caninas, J. C. & Henriques, F. (1998a) - A Ocupação Neolítica do Cabeço da Velha (Vila Velha de Ródão). Trabalhos de Arqueologia da EAM, 3-4. Associação para o Estudo Arqueológico da Bacia do Mondego, Edições Colibri. Lisboa: 61-81.

Cardoso, J. L.; Silva, C. T.; Caninas, J. C. & Henriques, F. (1998b) - Duas cabanas circulares da Idade do Bronze do Monte de São Domingos (Malpica do Tejo, Castelo Branco). Estudos Pré-Históricos, 6. Centro de Estudos Pré-Históricos da Beira Alta. Viseu: 1-11.

Cardoso, J. L.; Caninas, J. C. & Henriques, F. (2003) - Investigações recentes do megalitismo funerário na região do Tejo Internacional (Idanha-a-Nova). O Arqueólogo Português, Série IV, 21, Lisboa: 151-207.

Carvalho, A.M.G. (1967) - Atapulgite em alguns depósitos sedimentares portugueses. Finisterra, Vol. II (4), Lisboa. Carvalho, A.M.G. (1968) - Contribuição para o conhecimento geológico da Bacia Terciária do Tejo. Memória 15 (Nova

Série) dos Serviços Geológicos de Portugal, Lisboa. Carvalho, J.H.T.F. (1987). As ocorrências de barita na região de Segura – Idanha-a-Nova, Castelo Branco. Relatório

Interno do Serviço de Fomento Mineiro, Porto. Choffat, P. (1907-1909) – Notice sur la Carte Hypsométrique du Portugal. Comunicações dos Serviços Geológicos de

Portugal, nº VI, pp. 56-122. Corretge, l.G. (1970) – Contribuicion para el conocimiento des batolito de Cabeza de Arana (Cáceres, Espanã). Studia

Geologica, III, pp. 43-65. Corretge, l. G.; Bea, F. & Suaréz, O. (1985) – Las características geoquímicas del batólito de Cabeza de Araya

(Cáceres, Espanã): implicaciones petrogenéticas. Trabajos de geologia, 15, 1219-238. Cunha, P. P. (1987a) – Contribuição para o estudo sedimentológico dos depósitos terciários da bacia de Sarzedas. A

resposta sedimentar à modificação do contexto tectónico. Monografia apresentada nas Provas de Aptidão Pedagógica e Capacidade Científica, Universidade de Coimbra, 147 p.

Cunha, P. P. (1987b) - Evolução tectono-sedimentar terciária da região de Sarzedas (Portugal). Comun. Serv. Geol. Portugal, Lisboa, Tomo 73 (1/2), pp. 67-84.

Cunha, P. P. (1992) - Estratigrafia e sedimentologia dos depósitos do Cretácico Superior e Terciário de Portugal Central, a leste de Coimbra. Dissertação de Doutoramento em Ciências, na Universidade de Coimbra (especialidade de Estratigrafia, Paleontologia e Geoistória), Coimbra, 262 p.

Cunha, P. P. (1996) – Unidades Litostratigráficas do Terciário da Beira Baixa (Portugal). Comunicações do Instituto Geológico e Mineiro, Tomo 82, pp 87-130. Lisboa.

Cunha, P. P. (2000) - Paleoalterações e cimentações nos depósitos continentais terciários de Portugal central: importância na interpretação de processos antigos. Ciências da Terra (UNL), nº 14, pp. 145-154.

Cunha, P. P. & Pena dos Reis, R. (1985) - A sedimentologia duma sucessão aluvial intra-cratónica. O Terciário arcósico do sector sudeste da bacia de Sarzedas (Beira Baixa - Portugal). Memórias e Notícias, Publ. Mus. Lab. Miner. Geol. Univ. Coimbra, nº 100, pp. 173-191.

Cunha, P. P. & Pena dos Reis, R. (1995) - Cretaceous sedimentary and tectonic evolution of the northern sector of the Lusitanian Basin. Cretaceous Res. 16, 155-170.

Cunha, P.P. & Martins, A.A. (2004) - Principais aspectos geomorfológicos de Portugal central, sua relação com o registo sedimentar e a importância do controlo tectónico. In: Geomorfologia do NW da Península Ibérica. M.A. Araújo & A. Gomes (Editores), Faculdade de Letras da Universidade do Porto, pp. 155-182.

Cunha, P.P., Pimentel, N. & Pereira, D.I. (2000) - A assinatura tectono-sedimentar do auge da compressão bética em Portugal: a descontinuidade sedimentar Valesiano terminal-Turoliano. Ciências da Terra (UNL), nº 14, pp. 61-72.

51

Cunha, P.P.; Martins, A.A.; Daveau, S. & Friend, P.F. (2005) - Tectonic control of the Tejo river fluvial incision during the late Cenozoic, in Ródão – central Portugal (Atlantic Iberian border). Geomorphology, 64, pp. 271-298.

Cunha, P.P., Martins, A. A.; Huot, S.; Murray, A. & Raposo, L. (2008) - Dating the Tejo River lower terraces in the Ródão area (Portugal) to assess the role of tectonics and uplift. Special Issue of Geomorphology” (Impact of Active Tectonics and Uplift on Fluvial Landscapes and River Valley Development) P. G. Silva, F.A. Audemard & A. E. Mather (Editors). Geomorphology, 102, 43-54.

Cunha, P.P.; Pais, J. & Legoinha, P. (2009) - Evolução geológica de Portugal continental durante o Cenozóico – sedimentação aluvial e marinha numa margem continental passiva (Ibéria ocidental). Proceedings 6th Symposium on the Atlantic Iberian Margin, December, 1-5, 2009 (Univ. Oviedo), pp. xi- xx.

Delgado, N. & Choffat, P. (1899) - Carta Geológica de Portugal na escala 1/500 000. Direcção dos Trabalhos Geológicos.

Delgado, N. (1905) – Contribuições para o estudo dos terrenos paleozóicos. Comunicações dos Serviços Geológicos de Portugal, nº 6.

De Vicente, G., Cloetingh, S., Van Wees, J.D. & Cunha, P. P. (aceite para publicação) - Tectonic classification of Cenozoic Iberian foreland basins. Tectonophysics.

Dias, J. M. A. (1973) – Carta geológica de Portugal na escala 1/50 000 e Notícia Explicativa da Folha nº 29-A. Serviços Geológicos de Portugal, Lisboa, 1 Mapa, 17p.

Dias, R.P. & Cabral, J. (1989) - Neogene and Quaternary reactivation of the Ponsul river fault in Portugal. Comunicações dos Serviços Geológicos de Portugal, 75, 3–28.

Dias, R.P., Cabral, J., Romão, J.M.C., & Ribeiro, A. (1993) - Reactivação Cenozóica da falha de Segura, Beira Baixa. Comum. Inst. Geol. e Mineiro, Tomo 79, 63-73

Dinis, J., Rey, J., Cunha, P.P., Callapez, P., Pena dos Reis, R. (2008) - Stratigraphy and allogenic controls of the western Portugal Cretaceous: an updated synthesis.Cretaceous Research, 29, 772–780.

Ferreira, N ; Castro, P.; Godinho, M. M; Neves, L; Pereira, A.; Pinto, A.F; Simões, L; Silva, F.G; Esteves, F.; Sequeira, A; Meireles, C & Santos, T.B . 2009 - Carta Geológica de Portugal na escala 1/50.000 da Folha 17-A Viseu. Laboratório Nacional de Energia e Geologia. Lisboa.

Garcia de Figueirola, L. C. & Ugidos Meana, J. M. (1974) - Rasgos geológicos de la región comprendida entre el sincinal Sequeros-Ahigal de los Aceiteros y Cañaveral (proíncias de Salamanca y Cáceres). I Congresso Hispano-Luso-Americano de Geologia Económica, Tomo 1, Seccion 1 , E-1-18.

Godinho, M. M., Pereira, A.J.S.C. e Neves, L.J.P.F. (1986) - Análise geoquímica comparada dos plutonitos de Caramulo, Avô e Zebreira (Portugal Central). Memórias e Notícias, Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol. Univ. Coimbra, 102, 43-68.

Gomes, M. V. (1985) - Abrigo Pinho Monteiro (Arronches). Informação Arqueológica, 5. Instituto Português do Património Cultural. Lisboa: 90-91.

Gomes, M. V. (2010) - Arte Rupestre do Vale do Tejo. Um Ciclo Artístico-Cultural Pré e Proto-Histórico. Dissertação de doutoramento. Universidade Nova de Lisboa.

Henriques, F., Batata. B., Chambino, M., Caninas, J. & Cunha, P. P. (2010) - Mineração aurífera antiga, a céu aberto, no centro e sul do distrito de Castelo Branco. Actas do VI Simpósio sobre Mineração e Metalurgia Históricas no Sudoeste Europeu.

Henriques, F.; Caninas, J. C.; Cardoso, J. L. & Chambino, M. (em impressão em 2010) - Grafismos Rupestres Pré-históricos no Baixo Erges (Idanha-a-Nova, Portugal). BAR Internacional Series. Oxford.

Kullberg, J. C. (2000) - Evolução tectónica mesozóica da Bacia Lusitaniana. Tese de Doutoramento, Univ. Nova de Lisboa, 280 pp.

Instituto Geológico e Mineiro (1998) - Relatórios Internos do Projecto de Prospecção de volfrâmio, estanho e minerais associados na faixa de Góis-Segura. Divisão de Prospecção de Minérios Metálicos. Serviços de Fomento Mineiro, Porto.

IGME (1984) – Mapa Geológico de España na escala 1: 50 000: Sever-Santiago de Alcantara. Instituto Geológico y Minero de España, segunda serie, primeira edición, 25p.

Inverno, C.M.C., Oliveira, D.P.S. & Rodrigues, L.V. (2007) - Inventariação e prospecção de terras raras nas regiões

52

fronteiriças da Beira Baixa e do Norte Alentejo. Relatório final do projecto, Novembro 2007, 2982 p. Le Bas, M. J. & Streckeisen, A. L. (1991) – The IUGS systematics of igneous rocks. J. Geol. Soc. London 148, 825-833. Marques, F.O., Mateus, A., Tassinari, C., 2002. The Late-Variscan fault network in Central-Northern Portugal.

Tectonophysics 359, 255–270. Martín- Bravo, A. M. (2009) - Los Castros de La Cuenca Extremeña del Tajo, Bisagra entre Lusitanos y Vettones”. In

P. J. Sanabria Marcos (Ed): Lusitanos y Vettones. Los Pueblos Prerromanos en la Actual Demarcación Beira Baixa - Alto Alentejo – Cáceres (Memorias, 9). Museo de Cáceres: 147-160.

Martins, A. A. (1999) - Caracterização morfotectónica e morfossedimentar da Bacia do Baixo Tejo (Pliocénico e Quaternário). Tese de Doutoramento em Geografia, Universidade de Évora, Portugal, 500 p.

Mendes, J. C. & Bettencourt, M. L. (1980) – O Clima de Portugal. Contribuição para o estudo do balanço climatológico de água no solo e classificação climática de Portugal Continental. Instituto Nacional de Meteorologia e Geofísica, Fascículo XXIV. 287 p. Lisboa.

Moreno-Serrano, F. 1990 Superfícies de erosion y fracturas en el enlace entre la Meseta Norte y la llanura Extremeña (Salamanca-Caceres). Actas 1ª Reunión Nac. de Geomorfología, Teruel, pp.39-49.

Neves, L. J. P. F. (1985) – Comparação do estado estrutural dos feldspatos potássicos em granitóides de três ambientes geológicos distintos. Memórias e Notícias, Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol. Univ. Coimbra, 100, 121-138.

Neves, M.O.T. (1993) – Caracterização químico-estrututural e petrográfica das micas litiníferas da mina do Castanho nº 1 (Gonçalo-Guarda). Tese de Mestrado em Geoquímica. Departamento de Geociências da Universidade de Aveiro, Portugal, 160 pp (não publicado).

Nobre, L. F. (2008) - Arte Rupestre Pré-Histórica da Margem Esquerda do Rio Erges. Centro Europeu de Investigação da Pré-História do Alto Ribatejo, Arkeos – Perspectivas em Diálogo, 24, Tomar.

Nunes, A. L. P. (2005) - Os castelos templários da Beira Baixa. Cadernos de Património Cultural da Beira Baixa. Câmara Municipal de Idanha-a-Nova. 159p.

Oliveira, J. & Borges, S. (1998) - Arte Rupestre no Parque Natural da Serrra de São Mamede. Ibn Maruan, Revista Cultural do Concelho de Marvão, 8. Câmara Municipal de Marvão, Edições Colibri. Lisboa: 193-202.

Pena dos Reis, R. & Cunha, P.P. (1989) - Comparación de los rellenos terciarios en dos regiones del borde occidental del Macizo Hespérico (Portugal Central). Paleogeografía de la Meseta norte durante el Terciario. (C.J. Dabrio, Editor), Stv. Geol. Salman., Vol. Esp. 5, Ediciones Universidad de Salamanca, pp. 253-272.

Pereira, A. J. S. C. (1985) - Os plutonitos da Zebreira (Castelo Branco) - contribuição para o seu conhecimento geológico. Memórias e Notícias, Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol. Univ. Coimbra, 100, 153-171.

Pereira, A. J. S. C., Pereira, L. C. G. & Macedo, C. A. R. (1986) - Os plutonitos da Zebreira (Castelo Branco): idade e enquadramento estrutural. Memórias e Notícias, Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol. Univ. Coimbra, 101, 21-31.

Pereira, A. J. S. C. & Godinho, M. M. (1987) – Modelagem duma série de diferenciação nos corpos ígneos da região da Zebreira (Castelo Branco – Portugal Central). Memórias e Notícias, Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol. Univ. Coimbra, 104, 31-40.

Quintela, A. C. (1974) – Escoamento / Quantidade de água na rede hidrográfica. In Atlas do Ambiente de Portugal na escala 1:1 000 000 (1975), Comissão Nacional do Ambiente.

Ramos, J.M.F. (2000). Prefácio. Estudos, Notas e Trabalhos, T. 42, Instituto Geológico e Mineiro pp. I-IV Ramsay, J. G. (1967) – Folding and fracturing of rocks. Graham Hill, New York, 568p. Ramsay, J. & Huber, M. (1987) - The techniques of modern structural geology. Folds and fractures, London, p.522. Raposo, L. (1987) - A Ocupação Humana Paleolítica do Vale do Tejo, em Território Português. Arqueologia no Vale do

Tejo. Instituto Português do Património Cultural. Lisboa: 11 - 16. Ribeiro, A., Cabral, J., Baptista, R. & Matias, L. (1996) - Stress pattern in Portugal mainland and the adjacent Atlantic

region, West Iberia. Tectonics 15 (2), 641–659 Ribeiro, A. (1974) - Contribution à l’étude tectonique de Trás-os-Montes Oriental. Mem. Serv. Geol. Portugal, 24, 1-168. Ribeiro, A., Antunes, M.T., Ferreira, M.P., Rocha, R.B., Soares, A.F., Zbyszewski, G., Moitinho de Almeida, F., Carvalho,

D., and Monteiro, J.H., 1979. Introduction à la Géologie generale du Portugal. Ed. Serv. Geol. Portugal, 114, Ribeiro, A., Quesada, C., and Dallmeyer, R.D., 1990. Geodynamic evolution of the Iberian Massif. In Dallmeyer, R.D.,

53

and Martinez Garcia, E. (Eds.). Pre-Mesozoic Geology of the Iberian Peninsula: Berlin (Springer-Verlag), 399–409. Ribeiro, A. & Pereira, E., 1982. Controles paleogeográficos, petrológicos e estruturais na génese dos jazigos

portugueses de estanho e volfrâmio. Geonovas, 1/3: 23-31. Ribeiro, A., Cabral, J., Baptista, R., Matias, L., 1996. Stress pattern in Portugal mainland and the adjacent Atlantic

region, West Iberia, Tectonics 15 (2) 641-659. Ribeiro, A., Munhá, J., Dias, R., Mateus, A., Pereira, E., Ribeiro, L., Fonseca, P., Araújo, A., Oliveira, T., Romão, J.,

Chaminé, H., Coke, C., Pedro, J. (2007) - Geodynamic evolution of SW Europe Variscides. Tectonics, 26, 1-24. Ribeiro, M. L. (1993) - Granitos do ocidente ibérico: contribuição para a sua interpretação geodinâmica. Cuaderno Lab.

Xeológico de Laxe (Corunha), 18, pp. 7-25. Ribeiro, O. (1939) – Sur la morphologie de la Basse Beira. Bull. Assoc. Géographie France, nº 122, pp. 113-122. Ribeiro, O. (1942) - Notas sobre a evolução morfológica da orla meridional da Cordilheira Central. Entre Sobreira

Formosa e a fronteira. Boletim da Sociedade Geológica de Portugal, 1(3), 123-145. Ribeiro, O. (1943) - Evolução da falha do Ponsul. Comunicações dos Serviços Geológicos de Portugal, 24, 109-123. Ribeiro, O. (1943): Novas observações geológicas e geomorfológicas nos arredores de Vila Velha de Rodão. Publ.

Mus. Lab. Min. Geol. Fac. Ciênc. Porto, 2ª S., 32, pp. 15-30. Ribeiro, O. (1949): Le Portugal Central (Livret-Guide de l'Excursion C). XVI Congrés International de Géographie,

Lisbonne, 1949 (1982, Réimpression de la première édition), 180 p. Ribeiro, O. (1951) – Três notas de geomorfologia da Beira Baixa. Comunicações dos Serviços Geológicos de

Portugal, XXXII, pp.271-294. Rodrigues Alonso, M. D. (1982) – Contribuici´n al conocimiento del Complejo Esquisto-grauváckicoen el sector

occidental del Sistema Central Español (Las Hurdes y Sierra de Gta). Tesis Doct. Univ. Salamanca, Spain, 296pp. Romão, J. (1991) - A Geologia compreendida entre a serra do Moradal e o Rio Erges. Trabalho apresentado a

concurso de assistente de investigação da Dir. Geral Geol. Min., Rel. inéd. Serv. Geol. de Portugal, 150 p. Romão, J. (1994) - Litoestratigrafia e tectónica do Grupo das Beiras (Complexo Xisto-Grauváquico) entre o Rio Erges

e a Serra do Moradal. Boletin Geológico y Minero de Espanha, 105(6), pp. 521-530. Romão, J. (2000) - Estudo tectono-estratigráfico de um segmento do bordo SW da Zona Centro-Ibérica, e as suas

relações com a Zona Ossa Morena. Tese de doutoramento. Universidade de Lisboa, 322 p. Romão, J. (2001) - O Paleozóico no bordo SW da Zona Centro Ibérica. Geonovas, 15, 33-43. Romão, J. & Ribeiro, A. (1992) - Thrust tectonics of sardic age in the Rosmaninhal area (Beira Baixa, Central

Portugal). Comun. Serv. Geol. Portugal, 78 (2), pp. 87-95. Romão, J., Oliveira, J. (2001) - Nota prévia sobre a composição petrográfica e geoquímica de metagrauvaques do

Grupo das Beiras, no bordo SW da Zona Centro-Ibérica: implicações geotectónicas. Actas do V Congresso de Geoquímica dos Países de Língua Portuguesa & XII Semana de Geoquímica, Univ. Algarve, pp.136-140.

Romão, J., Coke, C., Dias, R., Ribeiro, A. (2005) - Transient inversion during the opening stage of the Wilson Cycle “Sardic phase” in the Iberian Variscides: stratigraphic and tectonic record. Geodinamica Acta, 18/2, 15-29.

Romão, J., Dunning, G., Marcos, A., Dias, R., Ribeiro, A. (2010) - O lacólito granítico de Mação-Penhascoso: idade e as suas implicações (SW da Zona Centro-Ibérica). VIII Congr. Nac. de Geologia, Braga.

Romão, J., Metodiev, D., Dias, R & Ribeiro, A. (em impressão) - Evolução geodinâmica dos sectores meridionais da zona Centro-Ibérica. Livro sobre a Geologia de Portugal. Escolar Editora.

Sanchez-Palencia, F. J. & Garcia, L. C. P. (2005) - Minería Romana de Oro en las Cuencas de los Ríos Erges / Erjas y Bazágueda (Luisitania): la Zona Minera de Penamacor – Meimoa. Actas das 2ª Jornadas de Património da Beira Interior, Guarda, 267-307.

Sant'Ovaia, H.; Bouchez, J.L.; Noronha, F.; Leblanc, D. & Vigneresse, J.L. (2000) - Composite-laccolith emplacement of the post-tectonic Vila Pouca de Aguiar granite pluton (northern Portugal): a combined AMS and gravity study. GSA Special Papers, v. 350, p. 123-137. Doi: 10.1130/0-8137-2350-7.123

Schwarz, S. (1936) - Arqueologia Mineira – Extracto de um relatório acerca de pesquizas de ouro, apresentado em 1933 pela Empresa Mineira-metalúrgica, Limitada. Boletim de Minas, Direcção-Geral de Minas e Serviços Geológicos. Lisboa: 35-38.

54

Sequeira, A. & Cunha, P.P. (1996) - Carta geológica de Portugal na escala 1/50.000 da folha 25-B (Salvaterra do Extremo). Inst. Geol. e Mineiro, Lisboa.

Sequeira, A. J. D.; Cunha, P. P. & Ribeiro, M. L. (1999) - Notícia explicativa da folha 25-B (Salvaterra do Extremo), da carta geológica de Portugal na escala 1/50.000. Instituto Geológico e Mineiro, Lisboa, 47 p.

Silva, A. F., Romão, J. Sequeira, A. & Ribeiro, M. L. (1988) - Geotransversal no Grupo das Beiras (Complexo Xisto-Grauváquico) entre os sinclinórios de Mação e Penha Garcia (Centro-Leste de Portugal). XI Reunião Geol. Oeste Peninsular, Bragança (Poster).

Silva, A. F. (1991) - O Grupo das Beiras (Complexo Xisto-Grauváquico) no extremo sudoeste da Zona Centro-Ibérica, entre Monforte da Beira, Castanheira de Pera e Góis (Centro-Leste de Portugal). Rel. inéd. Serv. Geol. Portugal, 73 p.

Soares, J. (1988) - O povoado da Charneca de Fratel e o Neolítico Final - Calcolítico da Região Ródão - Nisa. Notícia Preliminar. Alto Tejo, 2. Núcleo Regional de Investigação Arqueológica, Vila Velha de Ródão.

Streckeisen, A. (1967) – Classification and nomenclature of igneous rocks (final report of an inquiry). N. Jb. Mineral. Abh, 107, 2-3, 144-240.

Teixeira, C. (1981) – Geologia de Portugal, Precâmbrico, Paleozóico. Fundação Calouste Gulbenkian, Vol. I, 629 p. Lisboa. Thadeu, D. (1951) - Geologia e jazigos de chumbo e zinco da Beira Baixa. Boletim Sociedade Geológica Portugal, vol.

IX, fasc. I-II , pp.1-44. Viegas, L., Rodrigues, L., Romão, J. & Fonseca, E. C. (1988) - Estatística univariada de médias móveis em prospecção

geoquímica: aplicação à área de Zebreira-Segura (Beira Baixa). Estudos, Notas e Trabalhos, t.30, pp.29-36. Vilaça, R. (2008) - Através das Beiras. Palimage. Coimbra. Wise, M. A. (1995) – Trace element chemistry of lithium – rich micas from rare-element granitic pegmatites. Mineral.

Petrol. 55, 203-215. Wilson, R. C. L., Hiscott, R. N., Willis, M. G. & Gradstein, F. M. (1990) - The Lusitanian Basin of West-Central Portugal:

Mesozoic and Tertiary Tectonic, Stratigraphic, and Subsidence History. AAPG Memoir 41, pp. 341-361.

Revisão do Texto, Execução Gráfica e Paginação

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SECRETARIA DE ESTADO DA ENERGIA E INOVAÇÃO

LABORATÓRIO NACIONAL DE ENERGIA E GEOLOGIA (LABORATÓRIO DE GEOLOGIA E MINAS)

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notícia explicativa das folhas 25-c, 25-d e 29-a - rosmaninhal, segura e retorta (sector norte)

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