Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe ISSN: 0213-4497 Coruña ... · Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe Coruña. 2003. Vol. 28, ... 431, P-4200-072 Porto. Portugal, e Centro de Minerais

Cadernos Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 2003. Vol. 28, pp. 37-78

ISSN: 0213-4497

Tectonoestratigrafia da faixa decisalhamento de Porto–Albergaria-a-

Velha–Coimbra–Tomar, entre as ZonasCentro-Ibérica e de Ossa-Morena (Maciço

Ibérico, W de Portugal)

Tectonostratigraphy of the Porto–Albergaria-a-Velha–Coimbra–Tomar Shear Zone between

Central-Iberian and Ossa-Morena Zones(Iberian Massif, W Portugal)

CHAMINÉ, H. I.1; GAMA PEREIRA, L. C.2; FONSECA, P. E.3; NORONHA, F.4 &LEMOS DE SOUSA, M. J.4

Abstract

The NW border of the Iberian Massif is transected by a dextral wrench-fault, thePorto–Coimbra–Tomar shear zone (W Portugal). This major fault constitutes the boun-dary between the Ossa-Morena Zone (OMZ), in the west block, and the Central-IberianZone (Iberian Variscan Chain), in the east block. This tectonometamorphic belt compri-ses middle/upper Proterozoic and upper Palaeozoic units. To help clarify the complexgeodynamic evolution of this major shear zone, we carried out stratigraphic and tecto-nic studies on the Foz do Douro (Porto)–Espinho–Coimbra–Tomar substrate (OMZ). Wefirst performed a multidisciplinary study comprising systematic and detailed mapping ofthe region, as well as detailed characterisation of the tectonostratigraphic framework. Ina subsequent stage, critical outcrops were selected for specific studies, namely meso- andmicrotectonic studies, in addition to structural petrology and geochronology analysis.Our results indicate that on the western border of the Porto-Tomar shear zone, a com-plex tectonic imbrication occurs which provides out-of-sequence tectonostratigraphicunits with an unusual character and contrasting metamorphic features.

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Indeed, tectonical, petrological and palynological evidences from Albergaria-a-Velha–Coimbra–Espinhal revealed, for the very first time in this OMZ sector, an imbri-cation of black shales from the upper Palaeozoic (late Devonian to early Carboniferousages) into upper Proterozoic garnetiferous phyllites and micaschists. Litho-tectonic andpalaeontological similarities between OMZ borders in the northern (Porto–Tomarregion, W Portugal) and southern branchs (Vendas Novas–Ferreira do Alentejo, SWPortugal) led us to infer that the Porto–Tomar shear zone extends itself to the south ofTomar, as far as Ferreira do Alentejo, constituting the Porto–Tomar–Ferreira do Alentejomajor shear zone. This shear zone would correspond to the oldest and most importanttectonic structure in the Iberian Massif. Furthermore, this shear zone would have beenactive since the early phases of the Variscan orogeny and, probably, during the wholeVariscan Wilson cycle. This collisional oblique frontier corresponds to a transcurrentfault characteristic of an interplate background, in an oblique convergent plate boun-dary scenario. The geotectonic situation of Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo andTomar–Badajoz–Córdoba shear zones is closely similar to that of the San Andreas faultzone in California (U.S.A.).

Key words: tectonostratigraphy, geodynamics, Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo shearzone, Ossa-Morena Zone, Iberian Massif, W Portugal.

(1) Departamento de Engenharia Geotécnica do Instituto Superior de Engenharia do Porto. Rua Dr. AntónioBernardino de Almeida, 431, P-4200-072 Porto. Portugal, e Centro de Minerais Industriais e Argilas daUniversidade de Aveiro. ([email protected])

(2) Departamento de Ciências da Terra e Centro de Geociências (GMSG), Universidade de Coimbra. 3000-272 Coimbra, Portugal.

(3) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa. Laboratório deTectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX). Ed. C2-5º piso, Campo Grande. 1749-061 Lisboa,Portugal.

(4) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade do Porto e Centro de Geologia daUniversidade do Porto (GIMEF, GIPEGO). Praça de Gomes Teixeira. 4099-002 Porto, Portugal.

INTRODUÇÃO GERAL

O substrato do bordo ocidental doMaciço Ibérico (figura 1) é vincado, gene-ricamente, entre as regiões do Porto eTomar por uma importante faixa de cisal-hamento, com orientação geral NNW-SSE. Para Oeste deste limite tectónico des-envolve-se uma vasta região constituídapor depósitos pós-Pérmico enquadrados nadenominada Bacia Lusitaniana. Na faixade cisalhamento de Porto–Tomar podemosdistinguir diferentes unidades geológicasque se destacam principalmente pela sua

litologia, estrutura e metamorfismo.Assim, considerou-se cartograficamentepara a região a existência de duas manchaslitológicas (C. RIBEIRO & DELGADO,1876; DELGADO & CHOFFAT, 1901;DELGADO & CHOFFAT, 1899). Estascorrespondiam, genericamente, a duasmanchas distintas, de direcção NW-SE, asaber: a primeira, de idade “Câmbrica”(rubrica Cb), constituída por xistos e grau-vaques Azóicos; a segunda, referida como“Precâmbrico e Arcaico” (rubrica Z), com-posta por xistos luzentes, xistos anfibólicose quartzitos. O significado destas unida-

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Figura 1. Enquadramento geotectónico regional da faixa de cisalhamento dePorto–Coimbra–Tomar (Zona de Ossa-Morena, W de Portugal) no Maciço Ibérico.

des, sendo uma preocupação actual, já eraequacionado há mais de um século (e.g.,DELGADO, 1870; C. RIBEIRO & DEL-GADO, 1876; DELGADO & CHOFFAT,1901), tendo sido introduzido na “CartaGeológica de Portugal”, à escala1/500.000 (C. RIBEIRO & DELGADO,1876; DELGADO & CHOFFAT, 1899),uma sobrecarga a tracejado (na mancha aSul do Porto) com que se procurava, assim,assinalar uma banda de “rochas sedimenta-res metamorfizadas” (rubrica Z) esboçandoà escala cartográfica regional um sigmóidedireito, suave. O principal critério para aseparação em duas manchas foi o do con-ceito “terreno metamórfico” (cf. DELGA-DO, 1870), i.e., as unidades foram subdi-vididas com base no grau metamórfico.

O conhecimento geológico e tectonoes-tratigráfico dos terrenos ante-Mesozóicosda faixa de cisalhamento de Porto–Tomarreduzia-se, até há bem pouco tempo, a umconjunto de trabalhos dedicados, em espe-cial, a aspectos geológicos gerais e petro-gráficos. O objectivo deste trabalho pre-tende apresentar uma visão actualizada dageologia regional e constituir uma tentati-va de uma síntese integradora da tectono-estratigrafia regional, alicerçada, funda-mentalmente, nos trabalhos de GAMAPEREIRA (1987), de NORONHA(1994), de NORONHA & LETERRIER(2000), e de CHAMINÉ (2000).

Do ponto de vista geológico regionaleste megadomínio integra-se numa faixade cisalhamento mais vasta, de direcçãogeral NNW–SSE, que se prolonga,inequivocamente, desde os arredores doPorto até Tomar, passando pela Foz doDouro, Espinho e Albergaria-a-Velha(SEVERO GONÇALVES, 1974; RIBEI-

RO et al., 1980; BORGES et al., 1985;NORONHA & LETERRIER, 2000;CHAMINÉ, 2000), voltando a aflorarentre Sernada do Vouga, Águeda,Mealhada, Coimbra, Espinhal, Alvaiázeree Tomar (GAMA PEREIRA, 1987, 1998;CHAMINÉ et al., 2000a, b, c, 2003). Estesector tomou a designação genérica defaixa de cisalhamento de Porto–Tomar(RIBEIRO, 1979; DIAS & RIBEIRO,1993; RIBEIRO et al., 1990b). Esta faixaengloba unidades tectonoestratigráficas,de idade proterozóica média-superior apaleozóica média-superior (e.g., GAMAPEREIRA & MACEDO, 1983; GAMAPEREIRA, 1987; SERRANO PINTO etal., 1987; BEETSMA, 1995; TASSINARIet al., 1996; LETERRIER & NORON-HA, 1998; CHAMINÉ et al., 1998b;NORONHA & LETERRIER, 2000;CHAMINÉ, 2000; FERNANDES et al.,2000, 2001), fazendo parte, tradicional-mente, da Zona de Ossa-Morena (ZOM)do Terreno Autóctone Ibérico inserido naCadeia Varisca Ibérica (LOTZE, 1945;JULIVERT et al., 1974; RIBEIRO et al.,1990b; DIAS & RIBEIRO, 1993). A faixade cisalhamento de Porto–Tomar (ZOM)contacta a oriente com a Zona Centro-Ibérica (ZCI). O conjunto anterior fazparte do megadomínio de cisalhamento dePorto–Tomar–Ferreira do Alentejo(CHAMINÉ, 2000; CHAMINÉ et al.,2000a, b, c, 2003; RIBEIRO et al., 2003).

A sistematização tectonoestratigráficae estrutural para a região em apreço é par-ticularmente explicitada nos trabalhos deNORONHA (1994), de GAMA PEREI-RA (1987, 1998), de NORONHA &LETERRIER (2000) e de CHAMINÉ(2000) permitindo um refinamento sobre

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a visão da cartografia geológica de superfí-cie patente, nomeadamente, na “CartaGeológica de Portugal”, escalas 1/50.000(COSTA & TEIXEIRA, 1957; TEIXEIRAet al., 1962; TEIXEIRA & ASSUNÇÃO,1963; MEDEIROS et al., 1964; TEIXEI-RA & ZBYSZEWSKI, 1976; PEREIRA etal., 1980), 1/200.000 (PEREIRA et al.,1989) e 1/500.000 (OLIVEIRA et al.,1992). A figura 2 pretende sintetizar eenquadrar a geologia da faixa de cisalhamen-to de Porto– Coimbra– Tomar (ZOM), à luzdos trabalhos dos primeiros autores anterior-mente citados. As figuras 3, 4 e 7 referem-seà cartografia geológica de pormenor dos sec-tores da Foz do Douro (Porto), de Espinho–Albergaria-a- Velha– Águeda e de Coimbra–Espinhal– Alvaiázere (Tomar).

TECTONOESTRATIGRAFIA

GENERALIDADES

Uma parte substancial da região estáocupada por depósitos de cobertura deidade holocénica e/ou plistocénica (depósi-tos aluvionares, dunas fósseis, areias depraia e de duna actuais), e de idade plio-plistocénica (depósitos de praias antigas ede terraços fluviais). Consideram-se, nasegunda categoria os depósitos de vertenteda região de Pindelo (SOARES de CAR-VALHO, 1949). A área compreendidaentre o Sul de Espinho e Aveiro é relativa-mente aplanada, sendo composta por alu-viões actuais e areias de duna e de praia,sendo parte integrante da denominadaBacia Sedimentar de Aveiro (ROCHA,1994). Na região a Sudoeste deAlbergaria-a-Velha afloram alguns depósi-tos argilo-gresosos do Cretácico inferior e

areníticos avermelhados do Triásico (e.g.,SHARPE, 1849; ROCHA, 1994) e naregião entre Sernada do Vouga (Aveiro) eTomar afloram, numa vasta área, depósitosde idade pós-Pérmica incluídos na BaciaLusitaniana (TELLES ANTUNES et al.,1979; OLIVEIRA et al., 1992).

As rochas granitóides e filonianas ocu-pam uma área considerável desta região,denunciando sobretudo eventos tectono-magmáticos concomitantes com os diver-sos períodos de instalação relativamente àorogenia varisca ou anterior (NORONHAet al., 1979; GAMA PEREIRA, 1987;CHAMINÉ et al., 1998b; NORONHA &LETERRIER, 2000), i.e., genericamenteafloram na região granitóides precocese/ou ante-variscos, sin-variscos e tardi- após-variscos.

Na faixa de cisalhamento dePorto–Tomar os planos axiais das estrutu-ras dobradas, quer à escala regional quer àescala local, estão normalmente deforma-dos por um padrão de cisalhamento norte-ado (de atitude azimutal N10ºW ouNNW), direito, ou seja, constituíndo ummegadomínio de cisalhamento à escalaregional entre a região do Porto e Tomar.Aliás, os primeiros registos das relações decampo na região, nomeadamente os deDELGADO (1870, 1905, 1908), dãoconta desta orientação regional N10ºW.Com efeito, as estruturas cisalhantes direi-tas referidas dão origem ao aparecimentode sectores imbricados, em “échelon”, des-crevendo estruturas regionais que desen-ham sigmóides, com critérios de movi-mentação dextrógiro.

O estudo das rochas metassedimentaresda faixa de cisalhamento de Porto–Albergaria-a-Velha–Coimbra–Tomar



Figura 2. Esboço geológico regionalda faixa de cisalhamento dePorto–Coimbra–Tomar (adaptado erevisto: i. sector da Foz do Douro(Porto): CMP, 1994 e levantamentosinéditos de F. Noronha; ii. sector deE s p i n h o – A l b e r g a r i a - a - Ve l h a :CHAMINÉ, 2000; sector de Águe-da–Coimbra: OLIVEIRA et al., 1992,e levantamentos inéditos de L. C.Gama Pereira e H. I. Chaminé; iii. sec-tor de Espinhal–Alvaiázere (Tomar):GAMA PEREIRA, 1987, e levanta-mentos inéditos de L. C. GamaPereira).

(ZOM), efectuado a partir da análise deunidades tectonoestratigráficas (e.g.,CONEY et al., 1980; NACSN, 1983;ISSC, 1994; HOWELL, 1995), permitiu adistinção formal de domínios estruturais(unidades alóctones, parautóctones eautóctones). Dadas as suas característicasgeológico-estruturais particulares estemegadomínio de cisalhamento é aquiapresentado em três sectores complemen-tares, a saber: sector da Foz do Douro(Porto), sector de Espinho– Albergaria-a-Velha– Águeda e sector de Coimbra–Espinhal– Alvaiázere (Tomar).

SECTOR DA FOZ DO DOURO(PORTO)

Na zona ocidental da cidade do Porto,junto à orla litoral entre a foz do rio Douroe o Forte S. Francisco Xavier (vulgoCastelo do Queijo), encontram-se magní-ficos afloramentos de variadas rochasmetassedimentares, espacialmente associa-das a rochas ortognáissicas de diferentestipos, que no seu conjunto são cortadas porgranitóides variscos. Estas rochas foramobjecto de alguns estudos ou referênciaspontuais, nomeadamente, por SHARPE(1849), BARATA (1910), COSTA (1938,1958), COSTA & TEIXEIRA (1957),TEIXEIRA (1970) e BRAVO &ABRUNHOSA (1978). Os trabalhos deBORGES et al. (1985, 1987), NORON-HA & LETERRIER (1995, 2000), LETE-RRIER & NORONHA (1998), marcam odealbar de uma abordagem pluridiscipli-nar e de síntese sobre tão importante sec-tor-chave para a compreensão da faixa decisalhamento de Porto–Tomar. Assim, asrochas da faixa metamórfica da Foz doDouro foram incluídas, neste trabalho, em

duas unidades tectonoestratigráficas dis-tintas (figuras 2 e 3): a Unidade de Lordelodo Ouro (ULO) e a Unidade dos Gnaissesda Foz do Douro (UGFD). Estas unidadesdefinem no seu conjunto o designadoComplexo Metamórfico da Foz do Douro(NORONHA & LETERRIER, 1995) quese integra na ZOM (indicado com asrubricas γI

1, “Granitos gnáissicos”, e CBR,“Complexo Xisto-Grauváquico”, em OLI-VEIRA et al., 1992).

Unidade de Lordelo do Ouro (ULO)

A ULO constitui uma estreita faixa derochas de natureza metassedimentar(micaxistos, quartzo-tectonitos recortados,localmente, por pseudotaquilitos; BOR-GES et al., 1985; CHAMINÉ, 2000;CHAMINÉ et al., 2003, in prep.). No seulimite Leste, contacta por acidente tectó-nico com o granito do Porto (γI

3) quelocalmente apresenta corredores de intensadeformação (e.g., granito da Arrábida); noseu limite Oeste, contacta tectonicamentecom a UGFD. Na ULO, é nítida a discor-dância entre as foliações presentes nosortognaisses e nos micaxistos, o quedenuncia uma foliação anterior nestes últi-mos (BORGES et al., 1985; RIBEIRO &PEREIRA, 1992). A discordância é aindamais evidente quando retalhos de micaxis-tos ocorrem no seio dos ortognaisses, ates-tando a natureza intrusiva destes últimos(BORGES et al., 1985).

Unidade dos Gnaisses da Foz doDouro (UGFD)

A UGFD encontra-se confinada a umafaixa de ortognaisses, por vezes com corre-dores miloníticos onde se identificaramgnaisses recortados, à escala local, por


pseudotaquilitos (CHAMINÉ et al., 2003,in prep.), compreendida entre o molhe deFelgueiras e o Castelo do Queijo. Foicaracterizada, mercê de uma cartografia dedetalhe, por BORGES et al. (1985, 1987),como constituída essencialmente por qua-

tro tipos de ortognaisses: (i) gnaisses biotí-ticos; (ii) gnaisses leucocratas de tendênciaocelada; (iii) gnaisses leucocratas; (iv)gnaisses leucocratas ocelados, em regra,afectados por deformação cisalhante inten-sa. Petrograficamente os gnaisses leucocra-


Figura 3. Mapa geológico de pormenor do sector da Foz do Douro, Porto (adaptado de CMP, 1994,e levantamentos inéditos de F. Noronha).

tas têm, no seu conjunto, uma composiçãogranítica, e os gnaisses biotíticos, despro-vidos de feldspato potássico, uma compo-sição tonalítica. Associadas às rochasgnáissicas e aos micaxistos da ULO obser-vam-se várias ocorrências de anfibolitos.Um estudo sobre a petrografia, composi-ção e origem destes anfibolitos (BRAVO& ABRUNHOSA, 1978) mostrou que asua formação não foi acompanhada demetassomatismo importante e que teriamuma origem magmática onde os produtosprimários seriam rochas básicas comcarácter toleítico.

Estudos radiométricos Rb-Sr (RT,Rocha Total) efectuados na faixa metamór-fica da Foz do Douro apontam idades de523±96 Ma e de 566±47 Ma para osgnaisses (F. MENDES, 1967/1968) e de604 Ma (isócrona de referência) para osgnaisses biotíticos (SERRANO PINTO etal., 1987). Mais recentemente foram reali-zados estudos sistemáticos de geoquímicae geocronologia para caracterização e data-ção do magmatismo desta faixa (NOR-ONHA & LETERRIER, 2000). Estesestudos permitiram calcular para os gnais-ses biotíticos uma idade Rb-Sr (RT) de575±5 Ma, e um valor da razão 87Sr/86Sride 0.702443, o que corresponde aoProterozóico superior e indica uma origemprofunda com contribuição mantélica paraestas rochas (NORONHA & LETE-RRIER, 1995). Noutros estudos geocro-nológicos em gnaisses biotíticos, pelométodo U-Pb em zircão, LETERRIER &NORONHA (1998) obtiveram uma dis-córdia inversa com uma intersecta inferiora 567±6 Ma. A idade definida por estaintersecta é muito próxima da idade Rb-Sr(575±5 Ma) que pode, assim, ser admitidacomo a melhor aproximação para a instala-

ção desta unidade gnáissica. Calculadaspara esta idade, as razões muito baixas de87Sr/86Sri (0.7023 a 0.7025) e muito ele-vadas de εNd (+6.65 a +6.67) dão para omaterial fonte uma assinatura mantélicado tipo manto deprimido. A análise degnaisses de tendência ocelada, pelo méto-do U-Pb em zircão, permitiu obter umadiscórdia directa com uma intersecta supe-rior a 607±17 Ma que representa a idadede instalação da unidade gnáissica; as razõ-es 87Sr/86Sri (0.7053 a 0.7056) e εNd (-2.84 a -2.89) indicam, contrariamente aosgnaisses biotíticos, uma assinatura franca-mente crustal (LETERRIER & NORON-HA, 1998). Por sua vez, os anfibolitosapresentam composições químicas debasaltos deprimidos do tipo MORB(“Mid-Ocean Ridge Basalts”), não tendo ometamorfismo modificado sensivelmentea sua composição original. A idade mode-lo calculada, com base nos dados isotópi-cos Sm-Nd, aponta para 1.05 Ga, forne-cendo uma boa aproximação da idade decristalização destas rochas. Os valores de87Sr/86Sri (0.7022 a 0.7025) e εNd (+6.45a +6.53) estão de acordo com uma origema partir de um manto deprimido (LETE-RRIER & NORONHA, 1998).

Em conclusão, as idades determinadaspara a UGFD (567±6 Ma e 607±17 Ma)são equivalentes às estabelecidas para dife-rentes unidades tectonoestratigráficas daZOM nas faixas metamórficas dePorto–Coimbra–Tomar (e.g., GAMAPEREIRA & MACEDO, 1983; GAMAPEREIRA 1987; BEETSMA, 1995) e deTomar–Badajoz–Córdova (e.g., SERRA-NO PINTO, 1987; QUESADA, 1996), esão ainda similares às encontradas para aZona do Maciço Norte-Armoricano (e.g.,D´LEMOS et al., 1990; CHANTRAINE


et al., 1994). Estes domínios caracterizam-se assim pela existência de um magmatis-mo plutónico calcoalcalino de idade cado-miana (ca. 550–610 Ma). Este magmatis-mo é orogénico e sugere um enquadra-mento geodinâmico do tipo margem acti-va subducção–colisão. A presença, noCMFD, de anfibolitos com uma nítidaassinatura de manto deprimido, e idademodelo (Nd) estimada em 1.05 Ga, marcaum período de oceanização, permitindosupôr que este representa uma “mélange”tectónica resultante de um anterior perío-do de colisão–obducção.

SECTOR DE ESPINHO–ALBER-GARIA-A-VELHA–ÁGUEDA

Os domínios estruturais consideradospara a faixa metamórfica deEspinho–Albergaria-a-Velha–Águeda e asunidades tectonoestratigráficas (figuras 2,4, 5 e 6; quadro 1) são as que adiante sedescrevem, ordenadas da base para o topo(pormenores em CHAMINÉ, 2000 eCHAMINÉ et al., 2000a, b, 2003):

Parautóctone e Autóctone relativo daZOM

Unidade de Lourosa (UL)

A Unidade de Lourosa aflora inequivo-camente desde a localidade de Valadares(Gaia) até próximo a Santiago de Riba-Ul(Oliveira de Azeméis) e corresponde a umalarga faixa de metamorfitos com orienta-ção geral NW-SE. Os esparsos retalhos derochas metassedimentares e gnáissicasaflorantes, entre o Cabedelo do Douro(praias de Lavadores, das Pedras Amarelas,

de Salgueiros e da Madalena) e a praia deValadares, consideram-se pertencentes aesta unidade tectonoestratigráfica. AUnidade de Lourosa constitui o parautóc-tone e apresenta aproximadamente 35 kmde extensão e 9 km de largura máxima. Osmetamorfitos são, nomeadamente, grani-tóides gnaissificados, migmatitos, mica-xistos por vezes granatíferos e anfibolitos.A diferenciação litológica marcada pelopredomínio, nesta unidade, de migmatitose/ou anfibolitos (às vezes granatíferos),bem como a sua posição relativa entre asunidades adjacentes, levou à sua subdivi-são em duas unidades litodémicas(NACSN, 1983; ISSC, 1994), que foramdesignadas por Unidade de Lourosa infe-rior e Unidade de Lourosa superior. Olimite desta subdivisão faz-se, grosso modo,a Oeste da antiforma de rochas graníticasde Santa Maria da Feira, existindo emmuitos locais evidências de um importan-te lineamento estrutural, com orientaçãogeral NW-SE.

Assim, as unidades referidas caracteri-zam-se por: i) Unidade de Lourosa infe-rior, é constituída por migmatitos, ondese diferenciam corpos lenticulares deortognaisses biotíticos que apresentamuma franca blastese de feldspatos e folia-ção gnáissica, de dimensão quilométrica eorientação geral NW-SE. Em afloramentoas rochas migmatíticas, quando não alte-radas, apresentam um bandado típico eexibem estruturas variadas; ii) Unidade deLourosa superior, é formada por micaxis-tos biotíticos de cor castanha, por vezesgranatíferos e, bem assim, com níveis dequartzo de exsudação. Em alguns pontosos micaxistos têm uma cor avermelhada



Figura 4. Mapa geológico de pormenor do sector de Espinho–Albergaria-a-Velha–Águeda (adapta-do de CHAMINÉ, 2000, e levantamentos inéditos de H. I. Chaminé).

e/ou amarelada devida ao seu estado dealteração. Ocasionalmente, estas rochasestão intruídas por granitóides gnaissifi-cados, tomando a forma de apófises, cor-dões, rosários ou lentículas. Próximo àlocalidade da Quinta do Engenho Novo(Paços de Brandão), regista-se a ocorrência

do pequeno afloramento de ortoanfibolitoolivínico, assinalado por SOUZA-BRANDÃO (1914) e estudado, do pontode vista petrológico, por MONTENE-GRO DE ANDRADE (1977). Interpreta-se esta ocorrência por protrusão em níveiscrustais de material ultrabásico serpenti-


Figura 5. Coluna tectonoestratigráfica sintética reconstituída da faixa metamórfica deEspinho–Albergaria-a-Velha, Zona de Ossa-Morena (adaptado de CHAMINÉ, 2000).


Figura 6. Esboço geológico-estrutural da faixa de cisalhamento de Porto–Tomar, no sector deEspinho–Albergaria-a-Velha (adaptado de CHAMINÉ, 2000).


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nizado por mecanismos de edução manté-lica (BARRIGA et al., 1992), sendo pos-sível que assinale um contexto de “mélan-ge” tectónica.

Intercalados a vários níveis nas duasunidades anteriores, mas ocupando faixasmais significativas na Unidade de Lourosasuperior, encontram-se corpos anfibolíti-cos de cor negra e medianamente granula-res, com orientação média NW-SE. Oestudo do quimismo destes anfibolitos(MENDES, 1988) aponta para uma ori-gem ortoderivada, com composição tra-quiandesítica sendo considerados basaltosdo tipo MORB.

O limite ocidental da Unidade deLourosa corresponde a uma falha inver-sa, cavalgante para Oeste (cavalgamentode Lourosa) que põe esta unidade emcontacto com as Unidades de Espinho ede Arada. O contacto oriental estásublinhado essencialmente pela presen-ça de granitóides (granito pós-orogéni-co de Lavadores, γIII

L), e é feito, emparte, pelo ramo oeste do carreamentode S. João-de-Ver.

Unidade de Espinho (UE)

A Unidade de Espinho corresponde auma estreita faixa parautóctone, de apro-ximadamente 20 km de extensão e 800m de possança média com orientaçãogeral NNW-SSE, de micaxistos biotíti-cos de cor cinzenta escura, quase sempreluzentes e acetinados, nos quais ocorremporfiroblastos de estaurolite e de grana-da. Os porfiroblastos são visíveis emamostra de mão e, em regra, os cristaissão idiomórficos apresentando dimensõesvariáveis. Foi na parte basal desta unida-

de que foram reconhecidos e cartografa-dos, pela primeira vez, quartzo-tectoni-tos granatíferos (CHAMINÉ et al., 1995,1998a; CHAMINÉ, 2000).

As rochas quartzíticas com granadaafloram em níveis descontínuos, com pos-sanças médias que não ultrapassam as trêsdezenas de metros. Apresentam um aspec-to muito homogéneo e compacto, granula-ridade média a fina, e cor acastanhada. Àvista desarmada podem observar-se porfi-roblastos de granada. É, também, frequen-te a ocorrência de finos níveis milimétricosde quartzo leitoso paralelos à foliação prin-cipal do quartzo-tectonito. Estudosmicrotectónicos revelaram a existêncianas petrofábricas dos eixos <c> de quart-zo de relíquias de alta temperatura(CHAMINÉ et al., 1998a; CHAMINÉ,2000; FERNÁNDEZ et al., 2003). Àescala microscópica identificaram-se agre-gados de granadas alongadas, indicadorasde condições tectonometamórficas de altatemperatura e de extrema deformação(e.g., JI & MARTIGNOLE, 1994;KLEINSCHRODT & MCGREW, 2000).O estudo microestrutural sugere umagénese por mecanismos de deformação pordifusão intracristalina segundo um campode tensões regional, denunciando even-tualmente um evento tectonometamórfi-co, em condições de transição para ummetamorfismo de alta temperatura, varis-co precoce ou pré-varisco (CHAMINÉ,2000). Os estudos de metamorfismo indi-cam uma ausência de variação composicio-nal sistemática nos bordos da granada dosquartzo-tectonitos (CHAMINÉ, 2000;FERNÁNDEZ et al., 2003) e as condiçõesgeotermobarométricas estimadas apontampara uma temperatura de 700±50 ºC e os


valores de pressão correspondentes situam-se entre 4 e 5 Kbar (FERNÁNDEZ et al.,2003). A referência na bibliografia geo-lógica, especialmente no Maciço Ibérico,de afloramentos quartzíticos com carac-terísticas semelhantes às dos quartzitosgranatíferos da Unidade de Espinho éextremamente rara. Contudo, algunstrabalhos mencionam a ocorrência depequenos afloramentos quartzíticos comgranada e/ou distena no Proterozóico daSerra Morena (Unidades de Campo Altoe das Querencias), em Espanha (e.g.,DELGADO-QUESADA, 1971; OROZ-CO & PASCUAL, 1975; DELOCHE etal., 1979) e, por outro lado, no EscudoNW Africano (BERTRAND-SARFATIet al., 1991).

A Unidade de Espinho contacta com aUnidade de Arada por acidente tectónicoigualmente cavalgante para Oeste (caval-gamento de Espinho). Em vários locais daregião reconheceram-se caixas de falha deordem de grandeza variável, desde algunscentímetros até dezenas de metros, emque as rochas se encontram frequente-mente milonitizadas, e em regra com pre-enchimento argiloso cinzento escuro(“fault gouge”).

Unidade de Arada (UAr)

A Unidade de Arada corresponde auma extensa faixa, com uma orientaçãogeral NNW-SSE, de rochas metassedi-mentares de idade Proterozóica superior(550 e 600 Ma; segundo BEETSMA,1995) constituindo o autóctone relativo.Aflora junto à orla litoral, numa série deretalhos que vão desde o apeadeiro deSilvalde até Esmoriz, e prolongam-se para

Leste da região entre Ovar e Estarreja, epara Sul até Angeja (arredores de Aveiro)onde contactam com os arenitos avermel-hados do Triásico. É formada por umasucessão monótona de filádios negros eesverdeados, com raras intercalações deníveis de metaliditos negros. Os filádiostêm granularidade fina e neles encontram-se, geralmente, intercalações de filonetesde quartzo de exsudação. O seu aspecto éacetinado e luzente. Estes filádios encon-tram-se muito deformados e registam-selocalmente dobras, muito apertadas, com“microlithons” que materializam, possi-velmente, uma foliação precoce ou ante-varisca. Correspondem, em termos litoló-gicos, a filádios quartzo-sericíticos e clorí-tico-moscovíticos que por vezes contêmgranada. Intercalados nos filádios, na suaparte basal, ocorrem níveis de rochas anfi-bolíticas esverdeadas, os denominados‘Anfibolitos e xistos anfibolíticos deMaceda’ (CHAMINÉ, 2000).

Alóctone da ZOM

Unidades de Albergaria-a-Velha(UAv) e de Sernada do Vouga (USv)

Na região de Albergaria-a-Velha aflo-ram, numa área restrita, rochas metapelíti-cas, de cor negra e de granularidade fina,apresentando um metamorfismo orgânicobaixo (MOÇO et al., 2001a, b, c). Nestesmetapelitos ocorrem alternâncias de níveispsamíticos, de cor cinzenta, e com dimen-sões milimétricas. Registam-se aindaintercalações de níveis, milimétricos a cen-timétricos, de lentículas e filonetes dequartzo de exsudação, bem como de rochasmetacarbonatadas. Estas rochas metapelí-


ticas negras datadas palinologicamente doDevónico médio-superior e do Carboníferoinferior (FERNANDES et al., 2000, 2001;CHAMINÉ et al., 2000a, b, 2003) carac-terizam, do ponto de vista tectonoes-tratigráfico, a designada Unidade deAlbergaria-a-Velha (CHAMINÉ etal., 2000a, b) e a Unidade de Sernadado Vouga (CHAMINÉ et al., 2003),respectivamente.

Como se referiu anteriormente, foramtambém cartografados e descritos pela pri-meira vez níveis de rochas metacarbonata-das (do ponto de vista mineralógico cons-tituídos por metacarbonatos complexos)intercalados, localmente, em metapelitosnegros do Devónico médio-superior,correspondendo ao traço cartográfico deuma dobra maior e aflorantes a aproxima-damente 600 m N40ºE da igreja deAlbergaria-a-Velha (CHAMINÉ, 2000).As rochas metacarbonatadas apresentam-se em níveis compactos com granularidadefina e cor cinzenta acastanhada, podendoem algumas bancadas apresentar umatonalidade esverdeada. Os níveis têm umapossança média que não ultrapassa os 50cm e são intersectados por uma rede filo-niana quartzosa, decimétrica a centimétri-ca. Foram também individualizados níveisdestas rochas, de espessura decimétrica,com uma coloração castanha escura e fina-mente dobrados segundo o mesmo estilodo encaixante. À escala meso e microscó-pica, identificaram-se bandas com intensamilonitização nestes níveis carbonatados.Estudos mineralógicos apontam para aexistência, nos níveis metacarbonatados daUnidade de Albergaria-a-Velha, de con-centrações minerais argilosas de cor brancacorrespondentes a dickite e interestratifi-

cados de caulinite–dickite (CHAMINÉ etal., 2001b). Desta forma, a presença dasconcentrações dos minerais argilosos refe-ridos em rochas metacarbonatadas poderáser indicadora da proximidade destes aci-dentes e de uma grande movimentaçãotectónica, assumindo, por isso, o valor demarcadores tectonoestratigráficos (e.g.,PARNELL et al., 2000; CHAMINÉ et al.,2001b).

Unidade de S. João-de-Ver (USJV)

A Unidade de S. João-de-Ver corres-ponde a uma faixa com cerca de 40 km deextensão e 4 km de possança média, comorientação geral N-S a NNW-SSE, quecontacta por tectónica do tipo pelicular(“thin-skin”) — Carreamento de S. João-de-Ver — com as unidades de Lourosa e deArada (CHAMINÉ et al., 1996a, b, 1999;CHAMINÉ, 2000). O contacto Oeste ésublinhado, ou por granitóides variscose/ou corpos aplito-pegmatíticos, ou porcontacto mecânico com os migmatitose/ou gnaisses da Unidade de Lourosa infe-rior. O contacto Leste corresponde essen-cialmente ao ramo mais ocidental domegacisalhamento de Porto–Tomar. Aliás,a própria morfoestrutura regional reflecteesse ramo tectónico —falha deCarvalhal–Açores, coincidindo em parteao limite Leste da megaestrutura alóctonede S. João-de-Ver — como evidencia oestudo preliminar de GOMES & BARRA(2001). A unidade desenvolve-se desde alocalidade de S. João-de-Ver até próximo aVale Maior (Albergaria-a-Velha), sendoconstituída por rochas de metamorfismode grau médio, com contactos tectónicos


bem visíveis, sublinhados, em regra, poruma faixa de corpos granitóides deforma-dos e/ou bandas de alteração intensa(observam-se frequentemente caixas defalha argilosas muito profundas;CHAMINÉ et al., 1999). Possui duas lito-logias bem diferenciadas: na base obser-vam-se metapórfiros e gnaisses blastomi-loníticos localmente recortados por pseu-dotaquilitos; no topo, em aparente concor-dância estratigráfica, reconhecem-se mica-xistos, às vezes granatíferos, e metagrauva-ques. Ocorrem também inúmeros corposanfibolíticos, com orientação médiaNNW-SSE.

Unidade de Pindelo (UP)

A unidade de Pindelo desenvolve-sedesde a povoação de Togilde (Caldas de S.Jorge) até à de S. Martinho de Ossela (aSudeste da Vila de Pindelo) e correspondea uma faixa de rochas de alto grau meta-mórfico, com aproximadamente 30 km deextensão e 1,5 km de possança média,com orientação geral NNW-SSE. É umaunidade constituída por migmatitos egnaisses, com franca blastese de feldspa-tos, e mais raramente por micaxistos.Contacta, tectonicamente, umas vezescom os xistos ardosíferos cinzentos doPaleozóico inferior (ZCI), e outras vezescom gnaisses blastomiloníticos. Esta uni-dade alóctone é equiparável, do ponto devista litológico e tectonometamórfico, àUnidade de Lourosa, e encontra-se incluí-da na denominada faixa blastomiloníticade Oliveira de Azeméis (sensu RIBEIRO,1979; RIBEIRO et al., 1980).

SECTOR DE COIMBRA–ESPIN-HAL–ALVAIÁZERE

A região em apreço localiza-se a cercade 20 km a Sul de Coimbra(Penela–Espinhal) prolongando-se atécerca de 15 km a Norte de Tomar(Alvaiázere). Na parte Norte desta região afaixa metamórfica tem uma largura médiainferior a 2 km, mas a Sul há locais ondeultrapassa uma dezena de quilómetros.Entre o paralelo de Espinhal e o deAlvaiázere obervam-se pequenos retalhosdo soco da ZOM que se mostram estrutu-rados de encontro ao substrato Paleozóicoda ZCI, a Este, no bordo do MaciçoIbérico. Este Paleozóico, junto ao bordo,fecha o extremo norte do sinclinório deAmêndoa. Outros retalhos da ZOM queafloram por entre os terrenos do Triásicoda Orla Meso-Cenozóica, mostram igual-mente grande concordância com aquelageometria e reforçam a interpretação deuma faixa, relativamente larga, de cisalha-mento. Esta faixa, à escala regional, apre-senta uma movimentação direita que afec-ta não só aqueles metamorfitos que aflo-ram na Orla e respectivo bordo Oeste, bemcomo o próprio Paleozóico (quartzitoArmoricano, xistos ardosíferos, xistosnegros e grauvaques que constituem ofecho do sinclinório de Espinhal–Dornes),o Complexo Xisto-Grauváquico (CXG) doGrupo das Beiras e os plutonitos graníti-cos da ZCI (Vila Nova, Figueiró dosVinhos, Bouçã e Pedrógão).

Em termos da macroestrutura regionalas antiformas de Arega e do Beco (GAMAPEREIRA, 1987), bem como o retalhoque lhe fica mais a norte (na zona a Este doEspinhal), mostram as unidades tectonoes-


tratigráficas com metamorfismo de maisalto grau na região (com um núcleo gnáis-sico-migmatítico). A antiforma de Arega,com uma superfície axial em sigmóidedireito com uma direcção geral NW-SE,mostra acentuada simetria axial assemel-hando-se os flancos NE e SW. É nestesflancos que se observam melhor as unida-des tectonoestratigráficas e as variaçõesmetamórficas destes terrenos.

Os domínios estruturais consideradospara a faixa metamórfica de Coimbra–Espinhal–Alvaiázere e as unidades tecto-noestratigráficas para a ZOM (figuras 2 e7) são as que adiante se descrevem, orde-nadas da base para o topo (pormenores emGAMA PEREIRA, 1983, 1984a, b,1987, 1988a, b, 1991, 1998; CHAMINÉet al., 2000b, 2003): Parautóctone eAutóctone relativo: i) Unidade de Maçãs deD.Maria; ii) Unidade de Arega–Beco; iii)Unidades de Vale de Canas e da Ribeirado Brás; Alóctone: i) Unidades da Portelado Ceira e da Ponte de Penela, ii) Unidadedos Amarelos.

Unidade de Maçãs de D. Maria

Esta unidade corresponde a uma sériede manchas de granitóides gnaissificados(tonalíticos e granodioríticos) e migmati-tos, com orientação geral NW-SE, queafloram especialmente entre a Serra daNexêbra e a Serra da Quinta (Chão deCouce a Alvaiázere), Maçãs de D. Maria eBeco (Ferreira do Zêzere). Assim, os ortog-naisses apresentam uma franca blastese defeldspatos e uma foliação gnáissica bemdesenvolvida. Devido à intensa deforma-ção alguns destes corpos podem ser verda-deiros blastomilonitos. Em afloramento,

as rochas migmatíticas fazem a passagemaos metassedimentos e exibem estruturaslenticulares da migmatização. No seio dostonalitos gnáissicos podem observar-se res-titos de anfibolitos e metassedimentos.Próximo às localidades do Ral e do Casaldo Zote (Ferreira do Zêzere), no seio dostonalitos gnáissicos afloram, com orienta-ção geral NW-SE, gabros olívinicos,gabro-noritos olivínicos e noritos horne-blêndicos, em manchas descontínuas(GAMA PEREIRA, 1987). Estes aflora-mentos não estão em geral bem expostosestando, em regra, muito alterados. Só osnúcleos dos blocos afectados pela alteraçãoe por disjunção esferoidal permitem amos-tras relativamente sãs.

Unidade de Arega–Beco

Esta unidade é constituída generica-mente por micaxistos de cor cinza-doura-da ou acastanhada, com uma zonografiametamórfica progressiva no sentido doeixo da antiforma, desde a zona da cloriteà zona da biotite, zona da estaurolite +granada e da silimanite + feldspato potás-sico. Em alguns locais, próximo ao contac-to, que está relativamente tectonizado, osgnaisses tonalíticos e granodioríticos, pas-sam a ter uma composição granítica etomam um aspecto essencialmente mig-matítico.

Unidade de Vale de Canas e daRibeira do Brás

A Unidade dos filádios negros e verdo-engos corresponde a uma estreita faixa,com uma orientação geral NNW-SSE. Doponto de vista litológico são filádios quart-


zo-sericíticos e clorítico-moscovíticos, com rarasintercalações de níveis de metaliditos negros. Osfiládios apresentam uma granularidade fina, decoloração esverdeada a negra, em regra acetina-dos, e registam-se neles, frequentemente, filone-tes de quartzo de exsudação. Estes filádios encon-tram-se muito deformados e são os materiaisonde melhor se registam os (micro)dobramen-tos, em regra, muito apertados.

Unidade dos Amarelos

No sector SW da antiforma de Aguda-Arega, entre Alvaiázere e Figueiró dosVinhos, foi definida a Unidade dosAmarelos (GAMA PEREIRA, 1983,1984a, b, 1987) sendo composta, da basepara o topo, por: quartzitos finos, meta-grauvaques e filitos, metarenitos, meta-pórfiros (ácidos) por vezes com fenoclastos


Figura 7. Mapa geológico de pormenor do sector de Coimbra–Espinhal–Alvaiázere (Tomar) (adap-tado de GAMA PEREIRA, 1987, e levantamentos inéditos de L. C. Gama Pereira).

de feldspato bem desenvolvidos, finaslaminações de material vulcanossedimen-tar, metagrauvaques e xistos. Estas litolo-gias encontram-se, por vezes, muito alte-radas, mas mostrando aspectos macroscó-picos típicos desta unidade tectonoestrati-gráfica, especialmente as laminações finasde metavulcanitos ácidos, intercaladoscom metarenitos finos de cor verdoenga oubeije claro a cinza; ou, os níveis de metare-nitos finos, com intercalações de xistosargilosos, que alteram para tons beije clarocom intercalações de metapórfiros quealteram para tons brancos. Esta unidadedos Amarelos está discordante sobre osmicaxistos e/ou filádios e filitos doProterozóico superior.

Unidades da Portela do Ceira e daPonte de Penela

As unidades tectonoestratigráficas daPortela do Ceira e da Ponte de Penela sãoformadas, genericamente, por metapelitosnegros que foram recentemente datadas naregião de Coimbra e do Espinhal, respecti-vamente (CHAMINÉ et al., 2000b,2001b, 2002, 2003). Estas rochas metape-líticas negras, acetinadas, foram palinolo-gicamente datadas como Devónico médio-superior (FERNANDES et al., 2001;CHAMINÉ et al., 2000b, 2002, 2003).Assim, entre a região da grande Coimbra eo Espinhal (Serra de Penela) e, natural-mente, mais a sul, afloram, em áreas res-tritas, rochas metapelíticas, de cor negra,granularidade fina, e apresentando ummetamorfismo orgânico baixo (MOÇO etal., 2001b; CHAMINÉ et al., 2003).Nestes metapelitos ocorrem alternânciasde bancadinhas metapsamíticas, quartzo-

sas, de cor cinzenta, e com dimensões cen-timétricas. Registam-se ainda intercalaçõ-es de níveis, milimétricos, de filonetes dequartzo de exsudação, bem como de finosníveis de rochas metacarbonatadas. Estasrochas apresentam-se em níveis compactoscom granularidade fina e cor castanhaesverdeada clara. Os níveis cartografadostêm uma possança média que não ultra-passa uma dezena de centímetros. Estudosmineralógicos apontam para a existência,nos níveis metacarbonatados da Unidadeda Portela do Ceira, de concentraçõesminerais argilosas de cor branca corres-pondentes a um politipo da caulinite, adickite, e seus interestratificados caulini-te–dickite (CHAMINÉ et al., 2001b,2002, 2003).

UM ENSAIO DE CORRELAÇÃOT E C T O N O E S T R AT I G R Á F I C A :SÍNTESE E DISCUSSÃO

TRABALHOS PRÉVIOS

O substrato ante-Pérmico entre Porto eAlbergaria-a-Velha forma uma faixa, apro-ximadamente sub-triangular, com 50 kmde extensão longitudinal e 10 km de lar-gura máxima que totaliza uma área de 500km2. O seu limite ocidental estabelece-seentre Porto (Foz do Douro), Vila Nova deGaia (Canidelo a Valadares), Espinho eEstarreja, e o limite oriental entre S. Joãoda Madeira, Oliveira de Azeméis eAlbergaria-a-Velha. O sector dePorto–Albergaria-a-Velha suscitou, desdemuito cedo, a curiosidade e a realização deestudos geológicos. Dos trabalhos que lheforam dedicados destacam-se como maisrelevantes os de SHARPE (1849), C.


RIBEIRO (1860), DELGADO (1870,1905), BARATA (1910), SOUZA-BRANDÃO (1914), ROSAS DA SILVA(1936), FREIRE DE ANDRADE(1938/40), COSTA (1938, 1958), SOA-RES DE CARVALHO (1945, 1947),MESQUITA (1952), COSTA & TEIXEI-RA (1957), ASSUNÇÃO (1962), TEI-XEIRA (1970, 1976), SEVERO GON-ÇALVES (1974), RIBEIRO et al. (1980),BORGES et al. (1985, 1987), MENDES(1988), BEETSMA (1995), NORONHA& LETERRIER (2000), CHAMINÉ et al.(1995, 1998b, 2000a, b, 2003),FERNÁNDEZ et al. (2003). Para umarevisão bibliográfica aprofundada e exaus-tiva sobre a região em questão consultar ostrabalhos de CHAMINÉ (2000) e deCHAMINÉ et al. (2003).

No que respeita aos restantes sectoresa sul da região de Albergaria-a-Velha atéCoimbra encontra-se mal conhecido,sobretudo o limite cartográfico e a tecto-noestratigrafia da sutura entre a ZOM e aZona Centro-Ibérica (ZCI), à parte o queconsta fundamentalmente dos trabalhosde DELGADO (1908), SOUZA-BRANDÃO (1915/16), COSTA (1950),CHARNAY (1962), COURBOULEIX(1972, 1974), COURBOULEIX & ROS-SET (1974), POTRÓ (1995), MOÇO etal. (2001a, b), FERNANDES et al.(2001), CHAMINÉ et al. (2000a, b,2001, 2002, 2003). A Sul da região deCoimbra e, em particular, no sector entreEspinhal–Alvaiázere–Tomar, os trabalhosde COSTA SIMÕES (1860) e de DELGA-DO (1870, 1905) foram pioneiros. Nessemesmo sector, actualmente, a suturaencontra-se bem controlada e caracterizadaem resultado de trabalho de investigação

pormenorizado (GAMA PEREIRA, 1983,1984a, b, 1987, 1988a, b, 1991, 1998; A.PEREIRA & GAMA PEREIRA, 1994) e,no sector de Tomar–Sardoal, destacam-seos trabalhos de GONÇALVES et al.(1979), CARVALHOSA & GONÇALVES(1981-82), CONDE (1984), CONDE &GAMA PEREIRA (1993), PEREIRA etal. (1998a, b) e PEREIRA & RIBEIRO(2001) que contêm importante informaçãopara a caracterização deste sector.

UM ENSAIO DE CORRELAÇÃOTECTONOESTRATIGRÁFICA

A ZOM constitui uma área considerá-vel da Península Ibérica e, em particular,do território português sendo ocupada porterrenos em geral muito deformados emetamorfizados de idade proterozóica apaleozóica. Os terrenos ante-câmbricosque formam a faixa de cisalhamento deBadajoz-Córdova pertencem, segundo amais recentemente sistematização, a duasgrandes unidades tectonoestratigráficas,que do topo para a base são (QUESADA etal., 1990, QUESADA, 1996):

i) Série sin-orogénica (substrato):Complexo vulcano-sedimentar eComplexo turbidítico (“Série Negra”, s.l.:Formações de Tentudía e de Montemolín);

ii) Série pré-orogénica (faixa blasto-milonítica): Unidade Alóctone superior(Complexos turbidítico e vulcano-sedi-mentar); Unidade de Sierra Albarrana(metapelitos e metagrauvaques, quart-zitos com granada e/ou distena) eUnidade Acrecional (gnaisses, migmati-tos e metavulcanitos).

Uma das características marcantes daZOM é a individualização de vários núcle-


os de antiformas de rochas precâmbricas,subparalelos entre si, e com uma orienta-ção geral NW-SE. Vários autores (e.g.,LEFORT & RIBEIRO, 1980; HERRANZ,1985; GAMA PEREIRA, 1987; QUESA-DA et al., 1990; RIBEIRO et al., 1990b),referiram, por exemplo, que as rochas pre-câmbricas da ZOM estão compartimenta-das em grandes blocos muito estreitos,alongados e separados por mega-acidentestectónicos, com uma orientação NW-SE.Logo, verificar-se-ia uma evolução geotec-tónica particular dentro de cada mega-bloco, com unidades de diferente signifi-cado estratigráfico e separadas por descon-tinuidades tectónicas entre elas (unidadestectonoestratigráficas), o que estaria naorigem da grande variação observada noestudo da litologia e da estrutura segundogeotransversais NE-SW. Para além dissohá uma ausência generalizada de registofossílifero nas unidades metapelíticasmuito deformadas. Assim, desta comparti-mentação resulta uma grande dificuldadeno estabelecimento de correlações tectono-estratigráficas entre as unidades precâm-bricas definidas, quer nos sectores a Oesteda faixa de cisalhamento de Porto–Tomarquer nos sectores setentrionais e meridio-nais da faixa de cisalhamento deTomar–Córdova.

Na última década do Século XX surgi-ram vários trabalhos de índole tectonoes-tratigráfica e tectonometamórfica deextrema relevância para diferentes secto-res da faixa de cisalhamento de Tomar–Badajoz–Córdova (ZOM). Cite-se, entreoutros, os trabalhos de: ABALOS (1992),FONSECA & RIBEIRO (1993), GON-ÇALVES & CARVALHOSA (1994),QUESADA et al. (1994), EGUILUZ et al.

(1996), FONSECA (1995, 1996),ARAÚJO (1995), ARAÚJO & RIBEIRO(1995, 1996), M. PEREIRA &BRANDÃO SILVA (1996), BRANDÃOSILVA (1996, 1998, 1999), QUESADA(1996). Para referências bibliográficasanteriores a 1992 consultar os trabalhosde referência de TEIXEIRA (1981), deQUESADA et al. (1990) e de OLIVEIRAet al. (1991).

Os quadros 2 e 3 apresentam a sínte-se dos principais trabalhos sobre a tecto-noestratigrafia da região de Porto–Tomare um ensaio de correlação entre as unida-des tectonoestratigráficas consideradaspara os diferentes sectores da faixa decisalhamento de Porto–Tomar (ZOM),respectivamente.

Numa primeira aproximação podereferir-se que existe em todos os sectoresuma espessa sequência metassedimentarpelito-psamítica de tonalidade escura,com frequentes intercalações de metalidi-tos negros, de metavulcanitos e de rochasmetacarbonatadas, a qual representa gene-ricamente a “Série Negra” (CARVALHO-SA, 1965, 1983). Além disso, verifica-setambém a ocorrência de rochas ortoderiva-das onde se diferenciam gnaisses (ortog-naisses, gnaisses ocelados, gnaisses blasto-miloníticos) e migmatitos. Estas fácies daregião de Porto–Albergaria-a-Velha(ZOM) foram também reconhecidas e sus-ceptíveis de serem correlacionadas com ostermos superiores, alóctones, da série pre-câmbrica de Trás-os-Montes (RIBEIRO etal., 1964) ou, na terminologia actual, seriaequiparável ao “Complexo do Carreamentodas Unidades Inferiores” da região deMorais–Bragança (RIBEIRO et al., 1990a;MARQUES et al., 1996).



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).

As unidades tectonoestratigráficas(Un.) do sector de Espinho–Albergaria-a-Velha apresentam uma similitude litológi-ca e estratigráfica razoável com as unida-des definidas nos sectores deEspinhal–Figueiró dos Vinhos (GAMAPEREIRA, 1987) e de Tomar-Sardoal(GONÇALVES et al., 1979; CARVAL-HOSA & GONÇALVES, 1981-82;CONDE, 1984; PEREIRA et al. 1998a,b). Assim, a Unidade de Arada e aUnidade de Espinho serão equivalentes àsunidades tectonoestratigráficas — quer àsdefinidas nas antiformas de Arega e doBeco (referenciadas neste trabalho comoUnidade dos filádios negros e verdoengosde Vale de Canas e da Ribeira do Brás) porGAMA PEREIRA (1987) quer às defini-das, ainda que de carácter preliminar, naregião de Tomar, por PEREIRA et al.(1998a) — designadas genericamente emambos os sectores por “Série Negra”(sequência turbidítica composta, normal-mente, no seu topo por alternâncias demetapelitos e grauvaques de tons escuroscom níveis de quartzitos negros, e na suabase por micaxistos biotíticos granatíferose estaurolíticos).

No NE Alentejano a “Série Negra” foireconhecida, especialmente, nos trabalhosde CARVALHOSA (1965) e de GON-ÇALVES (1971, 1978, 1984), e é naregião de Portalegre que é descrita porGONÇALVES & PALÁCIOS (1984), pelaprimeira e única vez em Portugal, a oco-rrência de microfósseis na “Série Negra”.Estes microfósseis possuem um invólucroorgânico (Eomicrhystridium) e sugerem umaidade proterozóica superior para esta série.

Contudo, para GONÇALVES & V.OLIVEIRA (1986) a designação de “Série

Negra” deve ser abandonada, em virtudeda sua imprecisão estratigráfica, e substi-tuída pelas seguintes formações (Fm.), dotopo para a base: Formação de Mosteiros eFormação de Morenos. Com efeito, asUnidades de Arada e de Espinho são corre-lacionáveis, respectivamente, com aFormação de Mosteiros e a Formação deMorenos, ou, segundo as terminologias maisantigas (RIBEIRO, 1979), teriam equiva-lência ao Complexo Monometamórfico. Deacordo com os trabalhos de HERRANZ(1983, 1984, 1985), equiparam-se à partesuperior do Complexo inferior (Beturiano)e a parte do Complexo intermédio(Alcudiano).

Também para a região de Badajoz-Córdova, QUESADA et al. (1990) refe-rem-se ao Grupo da “Série Negra" queincluem no denominado Super-Grupo deValencia de las Torres–Cerro Muriano(Série pré-orogénica). Posteriormente,QUESADA (1996) apresenta uma novasistematização da tectonoestratigrafia daregião espanhola, na qual considera as uni-dades tectonoestratigráficas do substratoda ZOM compostas pelas seguintes, dotopo para a base: Complexo Vulcano-Sedimentar e “Série Negra”. Esta última éformada por duas formações em aparentecontinuidade estratigráfica (EGUILUZ,1988), do topo para a base: FormaçãoTentudía (metagrauvaques) e FormaçãoMontemolín (sucessão possante de meta-pelitos e metagrauvaques quartzosos, comintercalações de metaliditos negros e,localmente, mármores; no topo ocorreuma bancada espessa de metavulcanitos —Anfibolitos de Montemolín). Assim, asUnidades de Arada e de Espinho, do sectorde Espinho–Albergaria-a-Velha, podem


equiparar-se ao Grupo da “Série Negra”,do Super-Grupo de Valencia de lasTorres–Cerro Muriano, e mais concreta-mente a Unidade de Arada pode estar rela-cionada com uma parte da Formação deMontemolín.

A Unidade de Lourosa, unidade parau-tóctone basal do sector de Espinho–Albergaria-a-Velha, equipara-se às unida-des tectonoestratigráficas designadas porComplexo Metamórfico da Foz do Douro(NORONHA, 1994; NORONHA &LETERRIER, 2000) ou, mais concreta-mente, às Unidades dos Gnaisses da Fozdo Douro e de Lordelo do Ouro (este tra-balho) do sector da Foz do Douro (Porto).Equipara-se também à Unidade dos gnais-ses e migmatitos de Maçãs de D.Maria, daregião de Espinhal–Figueiró dos Vinhos(GAMA PEREIRA, 1987, 1998); e nosector Tomar-Sardoal é comparável aodesignado Complexo de gnaisses e mig-matitos (PEREIRA et al., 1998a). Naregião do NE Alentejano a Unidade deLourosa é correlacionável com aFormação de Campo Maior (gnaisses emigmatitos, com intercalações de anfibo-litos) da faixa blastomilonítica da anti-forma de Crato–Campo Maior (GON-ÇALVES, 1971, 1978).

Em Espanha, a Unidade de Lourosacorresponderá, globalmente, à FormaçãoBlastomilonítica segundo DELGADO-QUESADA (1971), ao Complexo polime-tamórfico de RIBEIRO (1979), aoComplexo Inferior considerado porHERRANZ (1983, 1984b, 1985) e aoGrupo da Formação Blastomilonítica deQUESADA et al. (1990).

QUESADA (1996) considerou a exis-tência das denominadas unidades tectono-

estratigráficas da faixa de cisalhamento deBadajoz-Córdova. Estas unidades são deli-mitadas por descontinuidades tectónicasmaiores e organizam-se do seguinte modo,do topo para a base: Unidade AlóctoneSuperior (semelhante à Formação deMontemolín, “Série Negra” inferior, e auma sucessão vulcano-sedimentar superiorcorrelacionada com a Formação deMalcocinado), a Unidade de SierraAlbarrana (micaxistos de “El Hoyo”,metarenitos arcósicos e quartzitos com‘Scolithos’, Formação de Albarrana; e com-plexo superior de micaxistos aluminosos,Formação de Atalaya ou Formação deAlbariza), e a Unidade Acrecional (consti-tuída por um conjunto de rochas muitodeformadas: gnaisses, eclogitos, metaperi-dotitos e metavulcanitos).

Devido à semelhança litológica e tecto-noestratigráfica correlacionou-se aUnidade alóctone de S. João-de-Ver, defi-nida no sector de Espinho–Albergaria-a-Velha, com a Unidade dos Amarelos (sec-tor Espinhal-Figueiró dos Vinhos) e com aFormação da Urra (NE Alentejano).Assim, no sector de Espinhal–Figueiró dosVinhos foi definida a Unidade dosAmarelos (GAMA PEREIRA, 1984a,1987) composta, da base para o topo, por:quartzitos, metarenitos, metapórfiros comfenoclastos bem desenvolvidos de feldspa-to, micaxistos, e metagrauvaques. Comefeito, GAMA PEREIRA (1987) paraleli-za a Unidade dos Amarelos à Formação daUrra. Segundo este autor, este facto dariarelevo a uma íntima relação do CXG comos terrenos precâmbricos de Ossa-Morenae marcaria uma linha paleogeográficaimportante que podia separar significati-vamente os terrenos da ZOM e da ZCI,


bem antes das relações com terrenos doPaleozóico inferior que quase semprecobrem este contacto ao longo duma zonacaracterizada por forte instabilidade tecto-nossedimentar. Com efeito, a existência deuma paleo-sutura deverá estar mais próxi-ma daquele limite paleogeográfico, o quejustificaria e seria responsável pela instabi-lidade observada ao longo da faixa de cisal-hamento supracitada. Não admirará porisso que só ocasionalmente possa ser obser-vada e daí o enorme problema da definiçãodo limite entre as duas zonas. A instabili-dade seria marcada pela deposição contí-nua ou sincopada de sedimentos doPaleozóico associada a sucessivas fases dedistensão a que se associam produtos vul-cânicos de cariz essencialmente alcalino ouhiperalcalino (GAMA PEREIRA, 1987).

A Formação da Urra (GONÇALVES,1969, 1971, 1978) ocorre sobre aFormação de Mosteiros, a norte do antifor-ma de Campo Maior–Crato (NE Alentejo),e apresenta dois membros bem diferencia-dos do ponto de vista litológico que dabase para o topo são (OLIVEIRA et al.,1990): um conjunto inferior de rochascom um aspecto “porfiróide”, constituídopor metarcoses com clastos de quartzo,metaconglomerados e metapórfiros ácidosde granularidade grosseira; e um conjuntosuperior turbidítico formado por micaxis-tos e metagrauvaques. O contacto domembro inferior com a Formação deMosteiros parece fazer-se de uma maneirabrusca marcando possivelmente uma dis-cordância estratigráfica (OLIVEIRA et al.,1990) ou então corresponderá a uma des-continuidade tectónica maior. EmPortalegre e no Sardoal a Formação daUrra contacta por cavalgamento com as

formações do Ordovícico da ZCI (GON-ÇALVES, 1971, 1978).

No bordo Oeste da faixa de cisalha-mento de Porto–Tomar ocorre uma tectó-nica de imbricação que proporcionou aexistência de unidades tectonoestratigráfi-cas com metamorfismo contrastante devizinhança variável (e.g., SEVERO GON-ÇALVES, 1974; GAMA PEREIRA, 1987;CHAMINÉ, 2000). Evidências litotectó-nicas e micropaleontológicas descobertasquer na região de Estarreja–Albergaria-a-Velha quer na região de Coimbra–Espinhal (cf. CHAMINÉ, 2000; FER-NANDES et al., 2001; CHAMINÉ et al.2000a, b, c; 2003) revelaram — pela pri-meira vez neste megasector da ZOM — aimbricação de material metapelítico, doDevónico (a datação palinológica permitiuatribuir um intervalo temporal entre oGivetiano Superior a Frasniano Inferior;FERNANDES et al., 2000, 2001) e doCarbonífero (Namuriano; FERNANDESet al., 2001), em filádios granatíferos doProterozóico Superior (segundo BEETS-MA, 1995). As similitudes litotectónicas epaleontológicas, flagrantes entre os bordosda ZOM dos sectores de Porto–Tomar e deVendas Novas–Ferreira do Alentejo (e.g.,van den BOOGAARD 1963, 1972;CONDE & SOARES DE ANDRADE,1974; MOUTINHO DA SILVA, 1988; Z.PEREIRA & OLIVEIRA, 2001a, b) per-mitem deduzir que a influência da faixa decisalhamento principal se prolongará paraSul de Tomar até à região de Ferreira doAlentejo, assumindo a designação de faixade cisalhamento de Porto–Tomar–Ferreirado Alentejo (CHAMINÉ, 2000; PEREI-RA & RIBEIRO, 2001; CHAMINÉ et al.,2000b, 2003; RIBEIRO et al., 2003).


O registo de estruturas no materialmetapelítico negro do Paleozóico médio–superior, na região entre Estarreja e oEspinhal, atesta a acção de uma tectónicade imbricação em relação ao substrato doProterozóico superior (segundo BEETS-MA, 1995). A originalidade destes aflora-mentos é, quer em termos litológicos querem termos estruturais, muito semelhanteàs descrições do Grupo da “Série Negra”(Séries de Mares e de Água de Peixes) daZOM Alentejana (DELGADO, 1905;CARVALHOSA, 1965, 1983; GONÇAL-VES & V. OLIVEIRA, 1986). O reconhe-cimento, pela primeira vez, destas rochasde idade próxima ao limite do DevónicoMédio-Superior/Carbonífero, e, bemassim, a sua relação espacial com a faixa decisalhamento de Porto–Tomar, tem parti-cular importância em termos de geologiaregional, sendo plausível a comparaçãocom as idades palinológicas dos gruposenvolventes do Pulo do Lobo. Assim, talcomo acontece nas unidades metapelíticasdo Alentejo — Formação dos Xistos deMoura ou o Complexo Filonítico deMoura (e.g., FONSECA, 1995; ARAÚJO,1995; ARAÚJO et al., 2000), próximo aobordo Oeste da faixa de cisalhamento dePorto–Albergaria-a-Velha, a Unidade deArada encontra-se amalgamada comoutras unidades mais recentes (Unidadesde Albergaria-a-Velha e de Sernada doVouga), formando um imbricado tectóni-co de unidades com idades distintas(CHAMINÉ, 2000a, b; CHAMINÉ et al.,2003), vulgarmente referido pelos autoresanteriores como ‘mélange’ tectónica. Emsíntese, importa destacar que as rochasmetapelíticas das Unidades de Albergaria-a-Velha e de Sernada do Vouga atestam a

acção de uma tectónica de imbricação emrelação ao substrato do ProterozóicoSuperior. No Devónico Médio o acidentede Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo teráfuncionado como uma falha de desliga-mento gerando estreitas bacias internas,aparentemente do tipo “pull-apart basin”,similares às descritas em áreas adjacentes afalhas deste tipo relacionadas com regimestranstensivos (e.g., Falha de ‘San Andreas’vs. Falha de ‘Garlock’, Califórnia, E.U.A.;ver RIBEIRO, 2002). Alguns dessesestreitos sulcos foram preenchidos pormetassedimentos e/ou por rochas máficaspreservando-se, assim, núcleos de estrutu-ras de idade mais recente incorporadasnum substrato mais antigo. Convém aindasublinhar que os presentes dados reforçama possibilidade (MOÇO et al., 2001a, b, c;CHAMINÉ et al., 2000a; 2003) da exis-tência de unidades metapelíticas doPaleozóico médio-superior sob o substratoda Bacia Lusitaniana com conteúdo orgâ-nico e maturação favoráveis à génese dasocorrências de hidrocarbonetos presentesna mesma bacia. A sua existência poderáindiciar um contributo importante sobrehidrocarbonetos gerados em unidadesmetapelíticas ante-Pérmicas, já sugeridopor BLESS et al. (1977) e, mais recente-mente, por UPHOFF et al. (2002).

Uma consequência natural desta novasistematização tectonoestratigráfica dafaixa metamórfica de Porto–Albergaria-a-Velha (ZOM) é o estabelecimento decorrelações com os restantes sectores por-tugueses da ZOM. Assim, as unidadesante-paleozóicas consideradas para os sec-tores da Foz do Douro (Porto) e deEspinho–Albergaria-a-Velha–Águedapodem correlacionar-se, do ponto de vista


tectonoestratigráfico, entre si. Estes porsua vez podem ter seus equivalentes tecto-noestratigráficos nos sectores deCoimbra–Alvaiázere, de Sardoal–Tomar, ede Abrantes–Campo Maior:

i) a Unidade de S. João-de-Ver seráparalelizável à Unidade dos Amarelos(GAMA PEREIRA, 1987), e à Formaçãoda Urra (GONÇALVES, 1978, 1984),sendo-lhe atribuída uma idade proterozói-ca superior a câmbrica inferior [?];

ii) as Unidades de Arada e de Espinhoserão equivalentes, respectivamente, àsFormações de Mosteiros e de Morenos(GONÇALVES & OLIVEIRA, 1986), àsUnidades dos filádios negros e verdoengosde Vale de Canas e da Ribeira do Brás(“Série Negra”), ou ao Grupo da “SérieNegra” (CARVALHOSA, 1965; GAMAPEREIRA, 1987; QUESADA et al., 1990;PEREIRA et al., 1998a, b); estas unidadesterão uma idade proterozóica superior (ouBrioveriano superior);

iii) as Unidades de Lourosa superior einferior (e de Pindelo), corresponderão aoComplexo Metamórfico da Foz do Douro— Unidades de Lordelo do Ouro e dosGnaisses da Foz do Douro, às Unidadesdos gnaisses e migmatitos de Maçãs deD.Maria e dos micaxistos de Arega–Beco(GAMA PEREIRA, 1987) e, ainda, aoComplexo de Gnaisses e Migmatitos(PEREIRA et al., 1998a, b), à Formaçãode Campo Maior (GONÇALVES, 1971,1978), e ao Grupo da FormaçãoBlastomilonítica (DELGADO-QUESA-DA, 1971; GONÇALVES, 1978; QUE-SADA et al., 1990); estas unidades terãouma idade proterozóica média a superior(ou Brioveriano médio a superior).

IMPLICAÇÕES GEODINÂMICASNO CONTEXTO DA IBÉRIA

A organização geométrica e cinemáticainterna desde a escala mesoscópica até àmicroscópica, nos litótipos da ZOM, sãocoerentes com aquelas estruturas. Opadrão microestrutural observado repro-duz fielmente a tectónica regional, obser-vando-se normalmente o desenvolvimentode uma foliação semidúctil, nos metamor-fitos cisalhados, correspondendo à foliaçãodesenvolvida pela 1ª fase regional Varisca.Posteriormente é cisalhada e reorientadapor cisalhamentos direitos com orientaçãogeral N10ºW.

A designada faixa de cisalhamento dePorto–Tomar é responsável pela arquitec-tura do bordo ocidental do Maciço Ibérico.Sobre ela se instalou uma rede de fractura-ção pós-Pérmica, responsável pela estrutu-ração do próprio bordo. Os retalhos isola-dos dos terrenos da ZOM, respeitam umaarquitectura que se explica através de ummodelo com características tipo ‘Riedel’.Mais complexa parece ser a razão da proxi-midade daqueles terrenos já que ainda nãoforam observados ou interpretados contac-tos litológicos e estratigraficamente contí-nuos, mas sim, inequivocamente, limitescontrolados por uma tectónica complexa(SEVERO GONÇALVES, 1974; GAMAPEREIRA, 1987; CHAMINÉ, 2000).Sendo os contactos descontínuos, facil-mente se aponta para a necessidade deterem decorrido de um processo orogénicoante-Varisco, ou de um processo transco-rrente importante, mas não coerentementeformulado até à data. Os defensores (e.g.,GAMA PEREIRA, 1987, 1998; PEREI-RA et al., 1998a; NORONHA & LETE-


RRIER, 2000; CHAMINÉ, 2000;FERNÁNDEZ et al., 2003) de que aque-las relações provêm da arquitectura deuma orogenia ante-Varisca mostram queos marcadores geológicos disponíveisapontam para uma idade precâmbricasuperior (relacionada com o CicloCadomiano). Assim sendo a arquitecturaVarisca, que marca fortemente ambos osterrenos, pode privilegiar activamenteuma zona de fragilidade antiga do substra-to. Mas a arquitectura regional da faixa decisalhamento de Porto–Tomar, em si,parece decorrer da evolução da 2ª faseregional Varisca, tal como parece estarbem registado na deformação doPaleozóico envolvido com os terrenos daZOM ao longo da faixa citada, especial-mente nos sectores entre Espinho eAlbergaria-a-Velha (CHAMINÉ, 2000)e entre Espinhal e Tomar (GAMAPEREIRA, 1987).

O megacisalhamento de Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo pode ser con-siderado, com base em argumentos tectó-nico-regionais (CHAMINÉ, 2000;CHAMINÉ et al., 2000a, b, 2003; RIBEI-RO et al., 2003), como um dos acidentesmais antigos do Maciço Ibérico (e.g.,LEFORT, 1979, 1989; LEFORT &RIBEIRO, 1980; GAMA PEREIRA,1998; MARTÍNEZ-CATALÁN, 1990;DIAS & RIBEIRO, 1993; SHELLEY &BOSSIÈRE, 2000; RIBEIRO et al., 2003).Este megacisalhamento intersectado pelafaixa de cisalhamento de Tomar–Badajoz–Córdova, foi reinterpretado comoum acidente estrutural profundo do tipofalha transcorrente que marca um contex-to de interplaca. Este acidente estaria acti-vo desde as fases precoces da orogenia

Varisca (Silúrico Superior a DevónicoInferior) e, provavelmente, durante todo o“Ciclo de Wilson” Varisco. Contudo, háoutras perspectivas sobre a evolução geodi-nâmica deste complexo acidente tectónicono contexto das Variscides Ibérica (e.g.,BRANDÃO SILVA, 1996, SHELLEY &BOSSIÈRE, 2001, M. PEREIRA &BRANDÃO SILVA, 2001).

Deste modo, segundo a nossa perspec-tiva, ganha forma um modelo tectonoes-tratigráfico associado a uma falha de gran-de expressão, activa no espaço–tempoVarisco [s.l.; i.e., ca. 420–290 Ma], colma-tado sob a forma de um sulco profundo,que regista uma deformação mais intensanum dos seus blocos (bloco ocidental), eque poderá dar origem a um deslocamen-to Norte–Sul, muito significativo, aolongo do acidente Porto–Tomar–Ferreirado Alentejo. Se associarmos os acidentesde Porto–Tomar, com direcção geral N-S,e de Ferreira do Alentejo–Ficalho, comorientação geral E-W, há a evidência deuma geodinâmica que preserva umaimportante sutura de natureza ofiolítica,comprovada no bordo Sul, ao longo do aci-dente Ferreira do Alentejo–Ficalho (verSOARES de ANDRADE, 1978, 1983,1985; FONSECA, 1995; ARAÚJO,1995; FONSECA et al., 1999) e possivel-mente um esboço de oceanização incipien-te abortado ao longo do acidente dePorto–Tomar (CHAMINÉ, 2000;CHAMINÉ et al., 2000b). Esta últimapossibilidade é apoiada pela existência denumerosos retalhos de anfibolitos (s.l.)com quimismo de tendência “MORB” ede ultramafitos (SOUZA-BRANDÃO,1914; MONTENEGRO DE ANDRADE,1977; BRAVO & ABRUNHOSA, 1978;


PORTUGAL FERREIRA, 1982; GAMAPEREIRA, 1987; MENDES, 1988;NORONHA & LETERRIER, 2000;CHAMINÉ, 2000) em conjugação comprocessos metassomáticos e/ou hidroter-mais intensos, em termos de circulação depaleofluidos, na faixa de cisalhamento dePorto–Tomar (e.g., BOBOS & GOMES,1998; CHAMINÉ, 2000; CHAMINÉ etal., 2001), que indiciam a natureza pro-funda deste acidente tectónico maior.

AGRADECIMENTOS

Esta publicação sintetiza o estudo tec-tonoestratigráfico desenvolvido na regiãode Espinho–Albergaria-a-Velha (ZOM/ZCI) e sectores envolventes, e inclui partedas principais conclusões da dissertação,apresentada à Universidade do Porto, deHIC. Este beneficiou de uma bolsa daFundação para a Ciência e a Tecnologia(FCT), no período de 1994/1997 (BD/2633/ 93-RN) na Universidade do Porto,e de uma bolsa de pós-doutoramento daFCT (SFRH/ BPD/ 3641/ 2000) naUniversidade de Aveiro. Este trabalhorecebeu apoio dos projectos TECTIBER/FCT, PRAXIS/ CTA/ 82/ 1994 e MODE-LIB/ FCT (POCTI/ 35630/ CTA/ 2000–FEDER). Aos Drs. José Teixeira, EduardoCarvalho e Carla Ribeiro pelo apoio naexecução das ilustrações. Os autores agra-decem as discussões frutuosas, e apoio deordem vária, dos colegas do InstitutoGeológico e Mineiro (IGM), especialmen-te nos anos de 1994/1995, com os

Doutores E. Sousa Pereira e B. Barbosa, osDrs. N. Ferreira, Y. Pedrosa, P. Castro, C.Meireles, o Professor Eng. M. R. MachadoLeite, a Eng. M. E. Moreira, o Dr. J.Amaral Ferreira e o Sr. José OliveiraRocha. Uma palavra de gratidão aos Srs.Norberto Silva, Júlio Oliveira e F. Cardoso(IGM), por todo apoio de campo, no anode 1994, ao trabalho de HIC. Aos Drs. L.P. Moço e J. P. Fernandes, aos ProfessoresD. Flores, A. Almeida, F. Sodré Borges eM. Montenegro de Andrade (Porto), e aosProfessores C. Gomes, F. T. Rocha e M.Serrano Pinto (Aveiro), todo o apoio e dis-cussão franca nas suas especialidades.

As discussões e informações várias, nocontexto da geologia Peninsular, tidascom o Professores Alberto Marcos(Oviedo), José M. Munhá (Lisboa), AryPinto de Jesus (Porto), Alexandre Araújo(Évora), Assunção Araújo (Porto), e osDoutores J. Leterrier (Nancy), S. Llana-Fúnez (Oviedo), Alberto Gomes (Porto) eC. Quesada (Madrid) foram preciosas parao refinamento das ideias deste artigo. Porfim, um agradecimento muito especial aoProfessor António Ribeiro (Lisboa) pelasnumerosas discussões sobre a temática dopresente trabalho e saídas de campo amuitos dos afloramentos chave, bemcomo pelas discussões animadas sobre osmodelos geotectónicos e suas comparaçõ-es com os modelos análogos actuais daregião da Califórnia.

Recibido: 4-VII-03Aceptado: 12-VIII-03


REFERÊNCIAS

ABALOS, B. (1992). Cinemática y mecanismos en regi-men de transpresion. Evolución estructural y meta-mórfica de la zona de cizalla dúctil de Badajoz-Córdoba. Labor. Xeol. Laxe, Série Nova Terra,Edicios do Castro, Sada, A Coruña, 6: 1-430.

ARAÚJO, A. (1995). Estrutura de uma geotransversalentre Brinches e Mourão (Zona de Ossa-Morena):implicações na evolução geodinâmica da margem sud-oeste do Terreno Autóctone Ibérico. Universidade deÉvora. 200 pp. (Tese de doutoramento).

ARAÚJO, A. & RIBEIRO, A. (1995). Tangentialtranspressive strain regime in the Évora-Aracena Domain (Ossa Morena Zone). Bol.Geol. Min., Madrid, 106 (2): 111-117.

ARAÚJO, A. & RIBEIRO, A. (1996). Estruturados domínios meridionais da Zona de Ossa-Morena. In: ARAÚJO, A. & PEREIRA, M. F.,(Eds.), Estudos de Geologia da Zona de Ossa-Morena, Livro de Homenagem ao Prof.Francisco Gonçalves. Universidade de Évora.pp.169-182

ASSUNÇÃO, C. F. T. (1962). Rochas graníticas doMinho e Douro. Novos elementos para o seuconhecimento. Mem. Serv. Geol. Portg., Lisboa,10: 1-70.

BARATA, J. M. P. (1910). Contribuição para o estudodas rochas do Porto. Faculdade de PhilosophiaNatural. Coimbra. 59 pp.

BARRIGA, F. J.; FYFE, W. S.; LANDEFELD, L.A.; MUNHÁ, J. & RIBEIRO, A. (1992).Mantle eduction: tectonic fluidisation at depth.Earth-Science Reviews, 32: 123-129.

BEETSMA, J. J. (1995). The late Proterozoic/Paleozoicand Hercynian crustal evolution of the IberianMassif, N Portugal, as traced by geochemistry andSr-Nd-Pb isotope systematics of pre-Hercynian terri-genous sediments and Hercynian granitoids. VrijeUniversiteit Amsterdam. 223 pp. (Tese de dou-toramento).

BERTRAND-SARFATI, J.; MOUSSINE-POUCHKINE, A.; AFFATON, P.; TROM-PETTE, R. & BELLION, Y. (1991). Coversequences of the West African craton. In:DALLMEYER, R. D. & LÉCORCHÉ, J. P.(Eds.). The west African orogens and circum-Atlantic correlations. Berlin, Heidelberg,Springer-Verlag. pp. 65-82.

BLESS, M. J.; KIMPE, W. F.; MEESSEN, J. P;BOUCKAERT, J.; DEJONGHE, L.; GRAU-

LICH, J. M.; CALVER, M. A.; PAPROTH, E.;HORN, M.; KULLMANN, J.; OLIVEIRA, J.T.; PARIS, F.; ROBARDET, M.; PERDIGÃO,J. C.; RIBEIRO, A.; SANCHEZ DE POSADA,L.; TRUYOLS, J. & NAYLOR, D. (1977). Y a-t-il des hydrocarbures dans le pre-Permien del’Europe occidentale. Ministére des AffairesEconomiques (Administration des Mines,Service Géologique), Bruxelles. ProfessionalPaper 148 (11):18-54. (publicado também em:Th aken (Heerlen). Olie en gas in het pre-Perm vanwest-Europa?. 20 (4): 1-17, 1978).

BOBOS, I. & GOMES, C. (1998). Greisen andpost-greisen alteration in the São Vicente dePereira kaolinite deposit, Portugal. CanadianMineralogist, 36: 1615-1624.

BOOGAARD, M. van den (1963). Conodonts ofUpper Devonian and Lower Carboniferous agefrom Southern Portugal. Geol. Mijnb, 42 (8):248-259.

BOOGAARD, M. van den (1972). Conodont fau-nas from Portugal and southwestern Spain. Part1 – A middle Devonian faune from nearMontemor-o-Novo. Sci. Geol., Leiden, 13: 1-11.

BORGES, F. S.; NORONHA, F. & MARQUES, M.(1985). Excursão geológica no complexo gnáis-sico da Foz do Douro. In: Livro guia das excursõ-es geológicas da IX Reunião Geologia do OestePeninsular. Universidade do Porto.

BORGES, F. S.; NORONHA, F. & MARQUES, M.(1987). Metamorphic terrains of Foz do Douro.In: RIBEIRO, A.; DIAS, R.; PEREIRA, E.;MERINO, H.; BORGES, F. S.; NORONHA,F. & MARQUES, M. (coords.). Guide-book forthe Miranda do Douro-Porto excursion. Conferenceon Deformation and Plate Tectonics, Oviedo. pp.11-19, 5 figs.

BRANDÃO SILVA, J. (1996). Geodinâmica ante-mesozóica do sector Oeste da Zona de Ossa-Morena e regiões limítrofes: síntese com baseem recentes observações. In: ARAÚJO, A. &PEREIRA, M. F., (Eds.), Estudos de Geologia daZona de Ossa-Morena, Livro de Homenagem aoProf. Francisco Gonçalves, Universidade deÉvora. pp. 231-262.

BRANDÃO SILVA, J. (1998). Sucessão das fases dedeformação Varisca no Oeste Ibérico. In:AZERÊDO, A., Coord., Actas V CongressoNacional de Geologia, Lisboa, 1998. Comun. Inst.Geol. Min., Lisboa, 84 (1): D7-D10.


BRANDÃO SILVA, J. (1999). The west IberianMassif: a kinematic and dynamic overview. In:GÁMEZ VINTANED, J. A., EGUÍLUZ, L. &PALÁCIOS, T., (Eds.), XV Reunión de Geologíadel Oeste Peninsular, Extended Abstracts,International Meeting on Cadomian Orogens,Badajoz. pp. 229-232.

BRAVO, M. S. & ABRUNHOSA, M. J. (1978).Sobre a petrografia, composição e origem dosanfibolitos da Foz do Douro (Porto-Portugal).Pub. Mus. Lab. Min. Geol. Fac. Ciênc. Univ.Porto, 95 (4ª série): 1-26.

CARVALHOSA, A. (1965). Contribuição para oconhecimento geológico da região entre Portele Ficalho (Alentejo). Mem. Serv. Geol. Portg.,Lisboa, 11: 1-130.

CARVALHOSA, A. (1983). Esquema geológico domaciço de Évora. Comun. Serv. Geol. Portg.,Lisboa, 69 (2): 201-208.

CARVALHOSA, A. & GONÇALVES, F. (1981-82).Contribuição para o conhecimento geológico domaciço granítico de Mação. Mem. Acad. Ciênc.Lisboa, Classe de Ciências, 24: 251-261.

CHAMINÉ, H. I. (2000). Estratigrafia e estrutura dafaixa metamórfica de Espinho–Albergaria-a-Velha(Zona de Ossa-Morena): implicações geodinâmicas.Universidade do Porto. 497 pp, 2 anexos, 3mapas. (Tese de doutoramento).

CHAMINÉ, H. I., ALMEIDA, A., MOREIRA, M.E., LEMOS DE SOUSA, M. J. & FONSECA, P.E. (2001a). Caracterização geoquímica prelimi-nar de rochas ortoderivadas da faixa metamórfi-ca de Espinho–Albergaria-a-Velha (Zona deOssa-Morena, NW de Portugal): implicaçõesgeotectónicas. In: LAGO, M.; ARRANZ, E. &GALÉ, C., eds., Proceedings IIIer Congreso Ibéricode Geoquímica/VIII Congreso de Geoquímica deEspaña. Instituto Tecnológico de Aragón,Zaragoza, Spain. pp. 331-336.

CHAMINÉ, H. I., FERNANDES, J. P.; MOÇO, L.P.; FONSECA, P. E.; LEMOS DE SOUSA, M.J. & RIBEIRO, A. (2000a). New data on stra-tigraphy, palaeontology and organic petrologyfrom Mouquim–Carvoeiro Palaeozoic synform(Porto–Albergaria-a-Velha shear zone, NW ofPortugal): Tectonostratigraphic implications.In: J. B. DIEZ & A. C. BALBINO, eds., ICongresso Ibérico de Paleontologia, XVI Jornadas dela Sociedad Española de Paleontología, Livro deResumos, Universidade de Évora. pp. 52-53.

CHAMINÉ, H. I., FONSECA, P. E., MONTEIRO,J. F., BORGES, F. S. & MUNHÁ, J. M. (2003).Importância e significado dos pseudotaquilitose ultramilonitos associados a faixas de cisalha-mento no Maciço Ibérico (Portugal): integraçãona geotectónica e na paleosismicidade varisca.Cad. Lab. Xeol. Laxe, A Coruña (neste volume)

CHAMINÉ, H. I., GAMA PEREIRA L. C., FON-SECA P. E., MOÇO L. P., FERNANDES J. P.,ROCHA F. T., FLORES D., PINTO DE JESUSA., GOMES C., SOARES DE ANDRADE A.A. & ARAÚJO, A. (2003). Tectonostratigraphyof middle and upper Palaeozoic black shalesfrom the Porto–Tomar–Ferreira do Alentejoshear zone (W Portugal): new perspectives onthe Iberian Massif. Geobios (in press)

CHAMINÉ, H. I., MOÇO, L. P., ROCHA, F. T.,GOMES, C., GARCIA, C., FLORES, D.,LEMOS DE SOUSA, M. J., GAMA PEREIRA,L. C. & FONSECA, P. E. (2001b). Rochasmetacarbonatadas e metapelíticas do Paleozóicomédio (sector de Espinho–Albergaria-a-Velha–Coimbra, NW de Portugal): caracteriza-ção preliminar baseada em marcadores geoquí-micos, mineralógicos e petrológicos. In: LAGO,M.; ARRANZ, E. & GALÉ, C., eds., ProceedingsIIIer Congreso Ibérico de Geoquímica/VIIIº Congresode Geoquímica de España. Instituto Tecnológicode Aragón, Zaragoza, Spain. pp. 337-341.

CHAMINÉ, H. I.; CARVALHO, J. M. & FONSE-CA, P. E. (1999). O ramo oeste do carreamentode S. João-de-Ver: estudos de cartografia estru-tural e de hidrogeologia no sector de Santiagode Riba-Ul–Oliveira de Azeméis (faixa meta-mórfica de Espinho–Albergaria-a-Velha, NWde Portugal). GEOlogos, Porto. 5: 57-65.

CHAMINÉ, H. I.; FERNÁNDEZ, F. J.; FONSE-CA, P. E. & RIBEIRO, A. (1998a). UnusualHT quartz c-axis fabric developed in thequartz-mylonites of the Espinho Formation(Ossa-Morena Zone, NW Portugal). AnnalesGeophysicae. European Geophysical Society. 16(suppl. I): C 92.

CHAMINÉ, H. I.; FONSECA, P. E.; FERNAN-DES, J. P.; BORGES, F. S & NORONHA, F.(in prep). Pseudotaquilitos do complexo meta-mórfico da Foz do Douro (faixa de cisalhamen-to de Porto–Tomar, NW de Portugal): implica-ções tectónicas no contexto do Maciço Ibérico.


CHAMINÉ, H. I.; FONSECA, P. E.; PEREIRA, E.& RIBEIRO, A. (1996a). Estruturas desenvol-vidas em ortognaisses da Unidade de Lourosainduzidas pelo carreamento de S. João-de-Ver.Aspectos da deformação no autóctone (SectorEspinho-Albergaria, Zona de Ossa Morena).Resumos alargados, 2ª Conferência Anual do Grupode Geologia Estrutural e Tectónica. Faculdade deCiências da Universidade de Lisboa. pp. 45-48.

CHAMINÉ, H. I.; FONSECA, P. E.; ROCHA, F.T.; MOÇO, L. P.; FERNANDES, J. P.; FLO-RES, D; GAMA PEREIRA, L. C.; GOMES, C.;LEMOS DE SOUSA, M. J. & RIBEIRO, A.(2000b). Unidade de Albergaria-a-Velha (faixade cisalhamento de Porto–Tomar–Ferreira doAlentejo): principais resultados de um estudogeológico pluridisciplinar. Geociências, Aveiro,14 (1/2): 47-54.

CHAMINÉ, H. I.; LETERRIER, J.; FONSECA,P. E.; RIBEIRO, A. & LEMOS DE SOUSA,M. J. (1998b). Geocronologia U/Pb em zircõ-es e monazites de rochas ortoderivadas do sec-tor Espinho–Albergaria-a-Velha (Zona deOssa Morena, NW de Portugal). In:AZERÊDO, A. (coord.). Actas V CongressoNacional de Geologia. Comun. Inst. Geol. Min.,Lisboa, 84 (1): B115-B118.

CHAMINÉ, H. I.; MOÇO, L. P.; FERNANDES, J.P.; DELGADO, H.; ROCHA, F.; FONSECA, P.E.; GOMES, C.; LEMOS DE SOUSA, M. J. &RIBEIRO, A. (2000c). Clay mineralogy, orga-nic metamorphism and palynology of blackshales from Albergaria-a-Velha region (NW ofPortugal): geodynamic implications. In:GOMES, C., ed., Proceedings of the Ist

Latin–American Clay Conference (ExtendedAbstracts), Associação Portuguesa de Argilas.Funchal (Madeira), 2: 57-63.

CHAMINÉ, H. I.; PEREIRA, E.; FONSECA, P. E.& RIBEIRO, A. (1996b). Aspectos da deforma-ção da unidade alóctone de S. João-de-Ver(Sector Espinho-Albergaria, Zona de OssaMorena). Resumos alargados. 3º Encontro de Campoe 2ª Conferência Anual do Grupo de GeologiaEstrutural e Tectónica. Faculdade de Ciências daUniversidade de Lisboa. pp. 3-6.

CHAMINÉ, H. I.; RIBEIRO, A. & PEREIRA, E.(1995). Cartografia geológica e estratigrafia dafaixa precâmbrica do sector Espinho-Albergaria-a-Velha (ZOM). In: SODRÉ BOR-

GES, F. S. & MARQUES, M. (coords.). Mem.Mus. Lab. Min. Geol. Fac. Ciênc. Univ. Porto, 4:329-333.

CHAMINÉ, H. I.; ROCHA, F. T.; MOÇO, L. P.;FERNANDES, J. P.; FLORES, D.; GOMES,C.; LEMOS DE SOUSA, M. J.;GAMA PEREI-RA, L. C. & FONSECA, P. E. (2002). Middleand upper Palaeozoic basins fromEstarreja–Coimbra–Tomar region(Porto–Tomar–Ferreira do Alentejo shear zone,W Portugal): a clay mineralogy, organic meta-morphism, palynology and tectonostratigraphyreview. In: GAILLARD C. & HANTZPER-GUE P., coords., Strati’2002, 3ème CongrèsFrançais de Stratigraphie, Lyon. Docum. Labor.Géol. Lyon, 156: 68-69.

CHANTRAINE, J.; AUVRAY, B.; BRUN, J. J.;CHAUVEL, J. J. & RABU, D. (1994). Thecadomian orogeny in the Armorican Massif:conclusions. In: KEPPIE, J. D. (ed.). Pre-Mesozoic geology in France and related areas.Berlin, Heidelberg. Springer-Verlag. pp.126-128.

CHARNAY, C. (1962). Contribution à l'étude géologi-que de la region de Coimbra (Portugal). Diplômed'Études Supérieures de Sciences Naturelles.Faculté des Sciences de Lyon. 102 pp + atlas.

CMP – CÂMARA MUNICIPAL DO PORTO(1994). Carta geológica, escala 1/10 000. In:Carta geotécnica do Porto. Des. Nº 003. CMP/COBA/ FCUP.

CONDE, L. E. N. (1984). Excursão geológica naregião de Ferreira do Zêzêre-Abrantes. In:Livro-Guia das Excursões da VI Reunião do GrupoOssa-Morena, Museu e Laboratório Mineralógicoe Geológico da Universidade de Coimbra. 8 pp.

CONDE L. E. N. & SOARES DE ANDRADE A.(1974). Sur la faune méso-et/ou néodévonien-ne des calcaires du monte das Cortes, Odivelas(massif de Beja). Mem. Not., Coimbra, 78:141-145.

CONDE, L. E. N. & GAMA PEREIRA, L. C.(1993). The precambrian and paleozoic strati-graphy and structure of the Coimbra-Tomarregion. Terra Abstracts, Terra Nova, 5 (Suppl. 6):2-3 (XII Reunião de Geologia OestePeninsular, Évora).

CONEY, P. J.; JONES, D. L. & MONGER, J. W.H. (1980). Cordilleran suspect terranes. Nature,288 (27): 329-333.


COSTA SIMÕES, A. A. (1860). Topographia médicadas Cinco Vilas e Arega. Imprensa daUniversidade, Coimbra. 165 pp, 2 mapas.

COSTA, J. C. (1938). O Pôrto, Geografia-Geologia.Nova Monografia do Porto. Porto. pp. 3-32.

COSTA, J. C. (1950). Notícia sobre uma carta geológi-ca do Buçaco, de Nery Delgado. ServiçosGeológicos de Portugal. pp. 1-27.

COSTA, J. C. (1958). A geologia da regiãoPortuense e os seus problemas. Bol. Acad. Ciênc.Lisboa, 30: 3-25.

COSTA, J. C. & TEIXEIRA, C. (1957). CartaGeológica de Portugal na escala de 1/50 000.Notícia explicativa da Folha 9-C (Porto). Serv.Geol. Portg. Lisboa. 38 pp.

COURBOULEIX, S. (1972). Etude géologique desrégions d'Anadia et de Mealhada au Nord deCoimbra (Portugal). Diplôme d'ÉtudesSupérieures de Sciences Naturelles. Faculté desSciences de Lyon. 342 pp., 1 mapa.

COURBOULEIX, S. (1974). Etude géologique desrégions de Anadia et de Mealhada. I – Le socle,le primaire et le trias. Comun. Serv. Geol. Portg.,Lisboa, 58: 5-37.

COURBOULEIX, S. & ROSSET, J. (1974). Etudegéologique des régions de Anadia et deMealhada. II – La tectonique. Comun. Serv. Geol.Portg., Lisboa, 58: 39-45.

DELGADO, J. F. N. (1870). Breves apontamentossobre os terrenos paleozoicos do nosso Paiz. Rev.Obras publ. Min., Lisboa, 1 (1): 15-27.

DELGADO, J. F. N. (1905). Contribuições para oestudo dos terrenos Paleozóicos. Comum. Serv.Geol. Portg., 6: 56-122.

DELGADO, J. F. N. (1908). Sistème silurique duPortugal. Étude de stratigraphie paléontologi-que. Mem. Com. Serv. Geol. Portg. 245 pp.

DELGADO, J. F. N. & CHOFFAT, P. (1899). CartaGeológica de Portugal, escala 1/500.000. 3ªEdição, 2 Folhas. Direcção dos TrabalhosGeológicos, Lisboa.

DELGADO, J. F. N. & CHOFFAT, P. (1901). Lacarte géologique du Portugal. C. R. VIII Congr.Géol. Internat., Paris, 2: 743-746

DELGADO-QUESADA, M. (1971). Esquema geo-lógico de la Hoja Nº 878 de Azuaga (Badajoz).Bol. Geol. Min., 82: 277-286.

DELOCHE, C.; SIMON, D. & TAMAIN, G.(1979). L'Alcudien inférieur et moyen p.p. del'Ossa Morena orientale (sud-est de la MesetaIbérique). C. R. Acad. Sc. Paris, 288: 927-929.

DIAS, R. & RIBEIRO, A. (1993). Porto–Tomarshear zone, a major structure since the begin-ning of the variscan orogeny. Comun. Inst. Geol.Min., Lisboa, 79: 31-40.

D'LEMOS, R. S.; STRACHAN, R. A. & TOPLEY,C. G. (1990). The Cadomian orogeny in theNorth Armorican Massif: a brief review. In:D'LEMOS, R. S.; STRACHAN, R. A. &TOPLEY, C. G. (eds.). The cadomian orogeny.Geol. Soc. Spec. Publ., 51: 3-12.

EGUILUZ, L. (1988). Petrogénesis de rocas ígneas ymetamórficas en el antiforme Burguillos-Monesterio(Macizo Ibérico Meridional). Universidad del PaísVasco. 694 pp. (Tese de doutoramento).

EGUILUZ, L., APRAIZ, A. & ABALOS, B.(1996). Metamorfismo cadomiense en el sectorEspañol de la Zona de Ossa Morena. In:ARAÚJO, A. & PEREIRA, M. F., Eds, Estudosde Geologia da Zona de Ossa-Morena, Livro deHomenagem ao Prof. Francisco Gonçalves,Universidade de Évora. pp. 91-118.

FERNANDES, J. P.; FLORES, D.; ROCHA, F. T.;GOMES, C.; GAMA PEREIRA, L. C.; FON-SECA P. E. & CHAMINÉ, H. I. (2001).Devonian and Carboniferous palynomorphassemblages of black shales from theOvar–Albergaria-a-Velha–Coimbra–Tomar(W Portugal): tectonostratigraphic implica-tions for the Iberian Terrane. Geociências,Aveiro, 15: 1-18.

FERNANDES, J. P.; MOÇO, L. P.; CHAMINÉ, H.I.; LEMOS DE SOUSA, M. J.; FONSECA, P. E.& RIBEIRO, A. ( 2000). A Devonian palyno-morph assemblage in Albergaria-a-Velha (NWPortugal): Regional implications. In: J. B.DIEZ & A. C. BALBINO, eds., I CongressoIbérico de Paleontologia, XVI Jornadas de laSociedad Española de Paleontología, Livro deResumos Universidade de Évora. pp. 81-82.

FERNÁNDEZ, F. J.; CHAMINÉ, H. I.; FONSE-CA, P. E.; MUNHÁ, J. M.; RIBEIRO, A.;ALLER, J.; FUERTES-FUENTES, M. & BOR-GES, F. S. (2003). HT-fabrics in a garnet-bea-ring quartzite from Western Portugal: geody-namic implications for the Iberian VariscanBelt. Terra Nova, 15 (2): 96-103.

FONSECA, P. E. (1995). Estudo da sutura varisca noSW Ibérico, nas regiões de Serpa-Beja-Torrão eAlvito-Viana do Alentejo. Universidade deLisboa. 325 pp., 2 mapas. (Tese de doutora-mento).


FONSECA, P. E. (1996). Domínios meridionais daZona de Ossa-Morena e limites com a ZonaSul Portuguesa: metamorfismo de alta pressãorelacionado com a sutura Varisca Ibérica. In:ARAÚJO, A. & PEREIRA, M.F. (Eds.), Estudosobre a Geologia da Zona de Ossa-Morena (MaciçoIbérico), Livro de homenagem ao Prof.Francisco Gonçalves, Universidade de Évora.pp. 133-168.

FONSECA, P. E. & RIBEIRO, A. (1993). TheTectonics of Beja-Acebuches Ophiolite: a majorsuture in the Iberian Variscan Fold Belt. Geol.Rundsch., 82 (3): 440-447.

FREIRE DE ANDRADE, C. (1938/40). Algumasconsiderações sobre a geologia dos arredores deEspinho e das Caldas de S. Jorge. Bol. Mus. Lab.Min. Geol. Fac. Ciênc. Univ. Lisboa, 7-8 (3ªsérie): 23-35.

GAMA PEREIRA, L. C. (1983). ExcursãoGeológica na região de Espinhal-Alvaiázere-Figueiró dos Vinhos-Pedrogão. In: Livro-Guiadas Excursões a realizar em Portugal, VIII Reuniãosobre Geologia do Oeste Peninsular. Museu eLaboratório Mineralógico e Geológico daUniversidade de Coimbra. pp. 26-45.

GAMA PEREIRA, L. C. (1984a). ExcursãoGeológica na região de Espinhal-Alvaiázere-Figueiró dos Vinhos. In: Livro-Guia dasExcursões da VI Reunião do Grupo Ossa-Morena.Museu e Laboratório Mineralógico e Geológicoda Universidade de Coimbra. 18 pp.

GAMA PEREIRA, L. C. (1984b). A convergênciade cisalhamentos N10º W e N60º W no sectorentre Espinhal e Portalegre na sutura da ZOM-ZCI: implicações na geometria das dobras. In:Resumos, VI Reunião do Grupo Ossa-Morena.Museu e Laboratório Mineralógico e Geológicoda Universidade de Coimbra.

GAMA PEREIRA, L. C. (1987). Tipologia e evoluçãoda sutura entre a Zona Centro Ibérica e a Zona OssaMorena no sector entre Alvaiázere e Figueiró dosVinhos (Portugal Central). Universidade deCoimbra. 331 pp. (Tese de doutoramento).

GAMA PEREIRA, L. C. (1988a). O limite entre aZCI e a ZOM no sector ocidental entreAlvaiázere e Figueiró dos Vinhos (PortugalCentral). In: Resumos, X Reunião Geologia OestePeninsular, Coimbra-Salamanca.

GAMA PEREIRA, L. C. (1988b). As unidades geo-lógicas do limite entre a ZCI e a ZOM no sec-tor ocidental entre Alvaiázere e Figueiró dos

Vinhos (Portugal Central). In: Resumos, XReunião Geologia Oeste Peninsular, Coimbra-Salamanca.

GAMA PEREIRA, L. C. (1991). A organizaçãoestrutural do soco Hercínico da PenínsulaIbérica: um modelo. In: Resumos, III CongressoNacional de Geologia, Universidade de Coimbra.pp. 65

GAMA PEREIRA, L. C. (1998). A faixa de cisalha-mento Porto-Tomar, no sector entre o Espinhale Alvaiázere (Portugal Central). In:CHAMINÉ, H. I., DIAS, A. G., RIBEIRO, M.A. & BORGES, F. S. (coords.). 4ª ConferênciaAnual GGET’98. GEOlogos, Porto. 2: 23-27.

GAMA PEREIRA, L. C. & MACEDO, C. A. R.(1983). Sobre a idade dos granitos de Figueiródos Vinhos, Pedrogrão Grande e dum pegmati-to pegmatito do Casal do Zote (Dornes) no sec-tor da sutura Ossa-Morena–Zona CentroIbérica, a norte de Tomar (Portugal Central):algumas implicações geotectónicas. Comun. Serv.Geol. Portg., 69 (2): 265-266.

GOMES, A. A. & BARRA, A. (2001). Morfologiae cobertura detrítica da plataforma litoral naárea de Albergaria-a-Velha (Distrito de Aveiro).Estudos do Quaternário, APEQ, 4: 7-14.

GONÇALVES, F. (1969). Provável conglomeradode base no Precâmbrico superior de Portugal.Bol. Soc. Geol. Portg., 17 (1): 109-119.

GONÇALVES, F. (1971). Subsídios para o conheci-mento geológico do Nordeste Alentejano. Mem.Serv. Geol. Portg., 18: 1-62.

GONÇALVES, F. (1978). Estado actual do conheci-mento geológico do Nordeste Alentejano. In:TEIXEIRA, C. (coord.). IV Curso de ExtensãoUniversitária de Ciências Geológicas. Faculdade deCiências da Universidade de Lisboa. 1-23 pp.

GONÇALVES, F. (1984). Observaciones en el sec-tor del anticlinório Alter do Chão-Olivença-Monestério, el antclinório de Crato-Arroches-Campo Maior-Llera-Azuaga-Córdoba y el ant-clinório de Estremoz. Cad. Lab. Xeol. Laxe, 8:129-134.

GONÇALVES, F. & OLIVEIRA, V. (1986). Algunsaspectos do precâmbrico da Zona de Ossa-Morena em Portugal. O proterozóico superiorde Estremoz. Mem. Acad. Ciênc. Lisboa, 27:111-117.

GONÇALVES, F., ZBYSZEWSKI, G. & CARVAL-HOSA, A. (1979). Carta Geológica de Portugal àescala de 1:50000. Notícia Explicativa da Folha


27-D (Abrantes). Serviços Geológicos dePortugal, Lisboa. 75 pp.

GONÇALVES, F. & CARVALHOSA, A. (1994). OProterozóico da Zona de Ossa Morena noAlentejo. Síntese e actualização de conhecimen-tos. Mem. Acad. Ciênc. Lisboa, Classe deCiências, 34: 141-173.

GONÇALVES, F. & PALÁCIOS, T. (1984). Novoselementos paleontológicos e estratigráficossobre o Proterozóico Português da Zona deOssa-Morena. Mem. Acad. Ciênc. Lisboa, Classede Ciências, 25: 225-235.

GRADSTEIN, F. & OGG, J. (1996). Phanerozoictime table. Episodes, 19 (1-2): 3-5.

GUTIÉRREZ-MARCO, J. C.; RÁBANO, I.; SANJOSÉ, M. A.; HERRANZ, P. & SARMIENTO,G. N. (1995). Oretanian and Dobrotivian sta-ges vs. "Llanvirn-Landeilo" series in theOrdovician of the Iberian Peninsula. In: COO-PER, J. D.; DROSER, M. L. & FINNEY, S. C.(eds.). Ordovician Odissey. Pacif. Sect. Soc.Sedim. Geol., 77: 55-59.

GUTIÉRREZ-MARCO, J. C.; RÁBANO, I.; SAR-MIENTO, G. N.; ACEÑOLAZA, G. F.; SANJOSÉ, M.; PIEREN, A. P.; HERRANZ, P.;COUTO, H. & PIÇARRA, J. M. (1999).Faunal dynamics between Iberia and Bohemiaduring the Oretanian and Dobrotivian (lateMiddle-earliest Upper Ordovician), and bioge-ographic relations with Avalonia anda Baltica.Acta Universitatis Carolinae-Geologica, 43 (1/2):487-490.

HENRY, J-L. & THADEU, D. (1971). Intérêt stra-tigraphique et paléogéographique d’un micro-plancton à acritarches découvert dansl’Ordovicien de la Serra de Buçaco (Portugal).C. R. Acad. Sc. Paris, 272: 1343-1346.

HERRANZ, P. (1983). El Precámbrico de la Zonade Ossa-Morena. In: COMBA, J. A. (Coord.),Geología de España, Libro Jubilar J. M. Ríos.Instituto Geologico y Minero de España,Madrid, 1: 100-108.

HERRANZ, P. (1984). Las discontinuidades estra-tigráficas principales en el sector central del NEde Ossa-Morena: rango y significado tectosedi-mentario. Mem. Not., Coimbra, 97: 51-80.

HERRANZ, P. (1985). El Precámbrico y su coberterapaleozoica en la región centro-oriental de la provinciade Badajoz. Seminarios de Estratigrafia. SerieMonografias, Univ. Complutense, Madrid, 10,1/4: 1221 pp.

HOWELL, D. G., 1995. Principles of terrane analy-sis. New applications for global tectonics. 2nd edi-tion. Topics in the Earth Sciences 8. LondonNew York, Chapman & Hall. 245 pp.

ISSC – INTERNATIONAL SUBCOMMISSIONON STRATIGRAPHIC CLASSIFICATION(1994). International Stratigraphic Guide. A guideto stratigraphic classification, terminology, and pro-cedure. Amos Salvador (Ed.). 2nd edition. co-published: Int. Un. Geol. Sciences and Geol.Soc. America. Trondheim, Norway. Boulder,Colorado, USA. 214 pp.

JI, S. & MARTIGNOLE, J. (1994). Ductility ofgarnet as an indicator of extremely high tem-perature deformation. J. Struct. Geol., 16 (7):985-996.

JULIVERT, M.; FONTBOTÉ, J. M.; RIBEIRO, A.& CONDE, L. N. (1974). Notícia explicativa doMapa Tectónico de la Peninsula Ibérica y Baleares,escala 1:1000 000. Inst. Geol. Min. España.Madrid. 113 pp.

KLEINSCHRODT, R. & MCGREW, A. (2000).Garnet plasticity in the lower continental crust:implications for deformation mechanisms basedon microstructures and SEM–electron channe-ling pattern analysis. J. Struct. Geol., 22 (6):795-809.

LEFORT, J.-P. (1979). Iberian-Armorican arc andHercynian orogeny in Western Europe. Geology,7: 384-388.

LEFORT, J.-P. (1989). Basement correlation across theNorth Atlantic. Springer-Verlag, Berlin,Heidelberg. 189 pp.

LEFORT, J.-P. & RIBEIRO, A. (1980). La faillePorto–Badajoz–Cordoue a-t-elle contrôllé l’e-volution de l’océan paléozoique sud-armori-cain?. Bull. Soc. géol. France, 22 (3): 455-462.

LETERRIER, J. & NORONHA, F. (1998).Evidências de um plutonismo calcoalcalinoCadomiano e de um magmatismo tipo MORBno Complexo Metamórfico da Foz do Douro(Porto). In: AZERÊDO, A. (coord.). Actas VCongresso Nacional de Geologia. Comun. Inst. Geol.Min., Lisboa, 84 (1): B146-B149.

LOTZE, F. (1945). Zur gliederung der Variszidender Iberischen Meseta. Geoteckt. Forsch., Berlin,6: 78-92 (trad. J. M. Rios, 1950. Observacionesrespecto a la división de los varíscides de laMeseta Ibérica. Inst. L. Mallada, Pub. Extr. Geol.España, 5 (27): 149-166).


MARQUES, F. O., RIBEIRO, A. & MUNHÁ, J.(1996). Geodynamic evolution of the continen-tal allochthonous terrane (CAT) of the Bragançanappe complex, NE Portugal. Tectonics, 15 (4):747-762.

MARTÍNEZ-CATALÁN, J. R. (1990). A non-cylindrical model for the NW Iberian alloch-thonous terranes and their equivalents in theHercynian belt of western Europe.Tectonophysics, 179: 253-272.

MEDEIROS, A. C., PILAR, L. & FERNANDES,A. P. (1964). Carta geológica de Portugal, na esca-la de 1/50000. Notícia explicativa da folha 13-B (Castelo de Paiva). Serviços Geológicos dePortugal. Lisboa. 61 pp.

MENDES, F. (1967/1968). Contribution à l’étudegéochronologique, par la méthode au stron-tium, des formations cristallines du Portugal.Bol. Mus. Lab. Min. Geol. Fac. Ciênc. Univ.Lisboa, 11 (1): 3-155.

MENDES, M. H. (1988). Contribuição para o estudodas rochas metamórficas aflorantes entre Ovar eEspinho. Universidade de Aveiro. 186 pp. (Tesede mestrado).

MESQUITA, L. P. (1952). Contribuição para o estu-do de parte da faixa metamórfica do litoral, a sulde Espinho. Pub. Mus. Lab. Min. Geol. Fac.Ciênc. Univ. Porto, 63 (3ª série): 1-27.

MOÇO, L. P., CHAMINÉ, H. I., ROCHA, F. T.,FONSECA, P. E., GAMA PEREIRA, L. C.,GOMES, C. & LEMOS DE SOUSA, M. J.(2001b). Novas descobertas relativas à Unidadede Albergaria-a-Velha (faixa de cisalhamento dePorto–Tomar–Ferreira do Alentejo): metamor-fismo orgânico, mineralogia e geoquímica deargilas e tectónica. In: Actas do VI CongressoNacional de Geoquímica, Abril de 2001,Universidade do Algarve, Faro.

MOÇO, L. P., FLORES, D., CHAMINÉ, H. I.,LEMOS DE SOUSA, M. J., ROCHA, F. T.,GOMES, C., GAMA PEREIRA, L. C. RIBEI-RO, A. &. FONSECA, P. E. (2001c). Organicpetrology characterisation of Middle Palaeozoicblack shales from Estarreja-Albergaria-a-Velha-Coimbra sector (Iberian Terrane, W. Portugal):tectonic and palaeogeographic implications. In:PETERSEN, H. I. (ed.), Abstracts of theTSOP/ICCP Session, The 53rd Meeting of theInternational Committee for Coal and OrganicPetrology. Organised by the Geological Survey

of Denmark and Greenland (GEUS).Copenhagen. pp. 103-107.

MOÇO, L. P.; CHAMINÉ, H. I.; FERNANDES, J.P.; LEMOS DE SOUSA, M. J.; FONSECA, P.E. & RIBEIRO, A. (2001a). Organic metamor-phism level of Devonian black shale fromAlbergaria-a-Velha region (NW Portugal):Tectonostratigraphic implications. GAIA,Lisboa, 16: 195-197.

MONTENEGRO DE ANDRADE, M. (1977). Oanfibolito olívinico do Engenho Novo (Vilada Feira). Comun. Serv. Geol. Portg., Lisboa,61: 43-61.

MOUTINHO DA SILVA A. (1988). Relatório deestágio de palinoestratigrafia. Museu LaboratórioMineralógico e Geológico da Faculdade deCiências da Universidade do Porto / ServiçosGeológicos de Portugal, Lisboa. 77 pp.(Relatório inédito).

NACSN – NORTH AMERICAN COMMIS-SION ON STRATIGRAPHIC NOMEN-CLATURE (1983). North AmericanStratigraphic Code. Am. Assoc. Petroleum Geol.Bull., 67 (5): 841-875.

NORONHA, F. (1994). Geologia e Tectónica. In:Carta geotécnica do Porto. Vol. 1, Tomo 1 -Memória. Câmara Municipal doPorto–COBA–FCUP. pp. 36-49.

NORONHA, F. & LETERRIER, J. (1995).Complexo metamórfico da Foz do Douro.Geoquímica e geocronologia. Resultados preli-minares. In: SODRÉ BORGES, F. & MAR-QUES, M. (coords). IV Congresso Nacional deGeologia. Mem. Mus. Lab. Min. Geol. Fac. Ciênc.Univ. Porto, 4: 769-774.

NORONHA, F. & LETERRIER, J. (2000).Complexo metamórfico da Foz do Douro(Porto). Geoquímica e geocronologia. Rev. RealAcad. Galega Ciencias, Santiago de Compostela,19: 21-42.

NORONHA, F.; RAMOS, J. M. F.; REBELO, J.A.; RIBEIRO, A. & RIBEIRO, M. L. (1979).Essai de corrélation des phases de déformationhercynienne dans le Nord-Ouest Péninsulaire.Bol. Soc. Geol. Portg., Lisboa, 21 (2/3): 227-237.

OLIVEIRA, J. T.; PEREIRA, E.; RAMALHO, M.;ANTUNES, M. T. & MONTEIRO, J. H.[coords.] (1992). Carta Geológica de Portugal,escala 1/500 000. 5ª edição. Serviços Geológicosde Portugal, Lisboa. 2 folhas.


OLIVEIRA, J. T., OLIVEIRA, V. & PIÇARRA, J.M. (1991). Traços gerais da evolução tectono-estratigráfica da Zona de Ossa-Morena, emPortugal: síntese crítica do estado actual dosconhecimentos. Cad. Lab. Xeol. Laxe., 16:221-250.

OROZCO, M. & PASCUAL, E. (1975). Presencia ysignificado de cuarcitas con distena en el pre-cambrico de Sierra Morena (España). Cuad.Geol. Univ. Granada, 6: 5-13.

PARNELL, J.; BARON, M. & BOYCE, A. (2000).Controls on kaolinite and dickite distribution,Highland boundary fault zone, Scotland andNorthern Ireland. J. Geol. Soc., London, 157:635-640.

PEREIRA, E. & RIBEIRO, A. (2001). Estrutura dafaixa Precâmbrica de Coimbra Sul no contextodas zonas de cisalhamento dePorto–Tomar–Ferreira do Alentejo e deTomar–Badajoz-Córdova. In: Livro das apresen-tações científicas e Livro-guia da excursão da 7ªConferência Anual do Grupo de Geologia Estruturale Tectónica, GGET’2001. Grupo de GeologiaEstrutural e Tectónica / Instituto GeológicoMineiro, Lisboa. pp. 55-58.

PEREIRA, M. F. & BRANDÃO SILVA, J. (1995).Evidências de deformação cadomiana na faixablastomilonítica (Nordeste Alentejano). In:SODRÉ BORGES, F. & MARQUES, M.(Coords), IV Congresso Nacional de Geologia,Porto. Mem. Mus. Lab. Min. Geol. Fac. Ciênc.Univ. Porto, 4: 293-297.

PEREIRA Z. & OLIVEIRA J. T. (2001a). TheCabrela syncline stratigraphic sequence, Ossa-Morena Zone, Portugal: a palynostratigraphicreview. In: Abstracts book, 15th InternationalSenckenberg Conference and Joint Meeting IGCP421/SDS, Frankfurt, Germany. pp. 76.,

PEREIRA Z. & OLIVEIRA J. T. (2001b). TheViséan age of the orogenic volcanic complex of“Toca da Moura”, Ossa Morena Zone, Portugal:preliminary results based on palynostrati-graphy. In: McCLEAN D. (ed.): Programme andAbstracts, First Meeting of the CIMP Spores andPollen Subcommission National, University ofIreland, Cork. pp. 35-36.

PEREIRA, A. J. S. C. & GAMA PEREIRA, L. C.(1994). Caracterização do metamorfismo regio-nal em metassedimentos do Complexo Xisto-Grauváquico ante-Ordovícico na região da Sertã

(Portugal Central), com base no parâmetro b0da mica branca. Mem. Not. Pub. Mus. Lab. Min.Geol. Fac. Ciênc. Univ. Coimbra, 117: 29-39.

PEREIRA, E.; RIBEIRO, A.; BRANDÃOSILVA, J. & ROMÃO, J. (1998a). OPrecâmbrico da região de Tomar em relaçãocom orógenos Cadomiano e Varisco. In:AZERÊDO, A. (coord.). Actas V CongressoNacional de Geologia. Comun. Inst. Geol. Min.,Lisboa, 84 (1): D11-D14.

PEREIRA, E.; RIBEIRO, A.; SOARES DE CAR-VALHO, G.; NORONHA, F.; FERREIRA, N.& MONTEIRO, J. H. [coords.] (1989). CartaGeológica de Portugal, escala 1/200000. Folha 1.Serviços Geológicos de Portugal. Lisboa.

PEREIRA, E.; ROMÃO, A. & CONDE, L. N.(1998b). Excursão 4: Geologia da transversal deTomar-Mação: sutura entre a Zona Centro-Ibérica (ZCI) e Zona de Ossa-Morena (ZOM).In: TOMÁS OLIVEIRA, J. & DIAS, R. P.(eds.). Livro guia das excursões. V CongressoNacional de Geologia, Lisboa. pp. 159-188.

PEREIRA, E.; SEVERO GONÇALVES, L. &MOREIRA, A. (1980). Carta Geológica dePortugal, escala 1: 50000. Notícia explicativa daFolha 13-D (Oliveira de Azeméis). ServiçosGeológicos de Portugal, Lisboa. 68 pp.

PORTUGAL FERREIRA, M. (1982). A magmaticarc in the Iberian segment of the Hercynianchain: I - The Northwest-southeast lineamentbetween Oporto (Portugal) and Zarza La Mayor(Spain). Mem. Not. Pub. Mus. Lab. Min. Geol.Fac. Ciênc. Univ. Coimbra, 94: 31-50.

POTRÓ, M. N. (1995). Algumas pecularidades dometamorfismo do Complexo Cristalofílico deSemide (Coimbra, Portugal). Mem. Not.,Coimbra, 120: 63-93.

QUESADA, C. (1996). Evolución geodinámica dela zona Ossa-Morena durante el ciclo cadomien-se. In: ARAÚJO, A. & PEREIRA, M. F. (Eds).Estudo sobre a geologia da Zona de Ossa-Morena(Maciço Ibérico). Livro de homenagem ao Prof.Francisco Gonçalves. Universidade de Évora.pp. 205-230.

QUESADA, C.; APALATEGUI, O., EGUILUZ, L.;LIÑAN, E. & PALÁCIOS, T. (1990). Ossa-Morena Zone: Stratigraphy. In: DALLMEYER,R. D. & MARTÍNEZ-GARCÍA, E. (eds.). Pre-Mesozoic Geology of Iberia. Berlin, Heidelberg.Springer-Verlag. pp. 252-258.


QUESADA, C., FONSECA, P., MUNHÁ, J., OLI-VEIRA, J. T. & RIBEIRO, A (1994). TheBeja–Acebuches ophiolite (Southern IberiaVariscan foldbelt): geological characterizationand geodynamic significance. Bol. Inst. Geol.Min. España, 105 (1): 3-49.

REMANE, J. et al. (2000). Explanatory note to theInternational Stratigraphic Chart. IUGS,International Union of GeologicalSciences/UNESCO, Division of the EarthSciences. 16 pp., 1 chart.

RIBEIRO, A. (1979). Cadre structural et géotec-tonique. In: RIBEIRO, A., ANTUNES, M.T., FERREIRA, M. P., ROCHA, R. B., SOA-RES, A. F., ZBYSZEWSKI, G., ALMEIDA, F.M., CARVALHO, D. & MONTEIRO, J. H.,Eds, Introduction à la géologie générale duPortugal. Serviços Geológicos de Portugal.Lisboa. pp.8-31.

RIBEIRO, A. (2002). Soft plate and impact tectonics.Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg. 324 pp.

RIBEIRO, A.; MARCOS, A.; PEREIRA, E.;LLANA-FÚNES, S.; FARIAS, P.;FERNANDÉZ, F. J.; FONSECA, P. E.;CHAMINÉ, H. I. & ROSAS, F. (2003). 3-Dstrain distribution in the Ibero-Armorican Arc:a review. Ciências da Terra (UNL), Lisboa, NºEsp. V (CD-Rom): D62-D63.

RIBEIRO, A. & PEREIRA, E. (1992). Tectónicahercínica e pré-hercínica. In: PEREIRA, E.(coord.). Carta Geológica de Portugal na escala1/200000. Notícia Explicativa da Folha 1.Serviços Geológicos de Portugal, Lisboa. pp.51-57.

RIBEIRO, A.; PEREIRA, E. & SEVERO GON-ÇALVES, L. (1980). Análise da deformação dazona de cisalhamento Porto-Tomar na transver-sal de Oliveira de Azeméis. Comun. Serv. Geol.Portg., Lisboa, 66: 3-9.

RIBEIRO, A.; PEREIRA, E.; CHAMINÉ, H. I. &RODRIGUES, J. (1995). Tectónica do mega-domínio de cisalhamento entre a Zona de Ossa-Morena e a Zona Centro-Ibérica na região dePorto-Lousã. In: SODRÉ BORGES, F. & MAR-QUES, M. (coords.). Mem. Mus. Lab. Min. Geol.Fac. Ciênc. Univ. Porto, 4: 299-303.

RIBEIRO, A., PEREIRA, E. & DIAS, R. (1990a).Structure of Centro-Iberian allocthon in theNorthwest of the Iberian Peninsula. In: DALL-MEYER, R. D. & MARTÍNEZ-GARCÍA, E.,

(Eds.), Pre-Mesozoic Geology of Iberia, SpringerVerlag. Berlin, Heidelberg. pp. 220-236.

RIBEIRO, A.; QUESADA, C. & DALLMEYER, R.D. (1990b). Geodynamic evolution of theIberian Massif. In: DALLMEYER, R. D. &MARTÍNEZ-GARCÍA, E. (eds.). Pre-MesozoicGeology of Iberia. Berlin, Heidelberg. Springer-Verlag. pp. 397-410.

RIBEIRO, A., CRAMEZ, C. & REBELO, J. A.(1964). Sur la structure de Trás-os-Montes(Nord-Est du Portugal). C. R. Acad. Sci., Paris,258: 263-265.

RIBEIRO, C. (1860). Memória sobre o grande filãometallifero que passa ao nascente d'Albergaria aVelha e Oliveira d'Azemeis. Mem. Acad. RealCiênc. Lisboa, 2 (II): 5-105.

RIBEIRO, C. & DELGADO, J. F. N. (1876). CartaGeológica de Portugal à escala 1/500000, 1aEdição, 2 Folhas. Direcção Geral dos TrabalhosGeodésicos, Lisboa.

ROCHA, F. T. (1994). Argilas aplicadas a estudoslitoestratigráficos e paleoambientais na BaciaSedimentar de Aveiro. Universidade de Aveiro.398 pp. (Tese de doutoramento).

ROSAS DA SILVA, D. J. (1936). Granitos do Porto.Porto. 63 pp.

SERRANO PINTO, M.; CASQUET, C.; IBA-RROLA, E.; CORRETGÉ, L.G. & FERREI-RA, M. P. (1987). Síntese geocronológica dosgranitóides do Maciço Hespérico. In: BEA, F.;CARNICERO, A.; GONZALO, J. C.; LÓPEZPLAZA, M. & RODRÍGUEZ ALONSO, M. D.(eds). Geología de los granitoides y rocas asociadasdel Macizo Hesperico, Libro de Homenaje a L. C.García de Figuerola. Editorial Rueda. Madrid.pp. 69-86.

SEVERO GONÇALVES, L. (1974). Geologie undpetrologie des gebietes von Oliveira de Azeméis undAlbergaria-a-Velha (Portugal). FreienUniversität Berlin. 261 pp. (Tese de doutora-mento).

SHARPE, D. (1849). On the Geology of the neigh-bourhood of Oporto, including the Silurian coaland slates of Vallongo. Quart. Journ. Geol. Soc.London Proceedings, 5: 142-153.

SHELLEY, D. & BOSSIÈRE, G. (2000) A newmodel for the Hercynian orogen ofGondwanan France and Iberia. J. Struct. Geol.,22 (6): 757-776.


SOARES DE ANDRADE, A. (1978). The problemof ophiolites in Meso-Europe. Mem. Not. Pub.Mus. Lab. Min. Geol. Fac. Ciênc. Univ. Coimbra,85: 37-41.

SOARES DE ANDRADE, A. (1983). Contribution al’analyse de la suture Hercynienne de Beja(Portugal), Perspectives métallogéniques. INPL,Université de Nancy. 137 pp. (Tese de doutora-mento).

SOARES DE ANDRADE, A. (1985). Les deuxassociations basiques–ultrabasiques de Beja(Portugal méridional) sont-elles des ophioliteshercyniennes?. Ofioliti, 10 (2/3): 147-160.

SOARES DE CARVALHO, G. (1945). Observaçõespara a interpretação da tectónica da região deOliveira de Azeméis (distrito de Aveiro). Mem.Not. Pub. Mus. Lab. Min. Geol. Fac. Ciênc. Univ.Coimbra, 16: 23-42.

SOARES DE CARVALHO, G. (1947).Microtectónica do antecâmbrico do distrito deAveiro. Mem. Not. Pub. Mus. Lab. Min. Geol.Fac. Ciênc. Univ. Coimbra, 19: 17-44.

SOARES DE CARVALHO, G. (1949). Subsídiospara o estudo das formações geológicas do dis-trito de Aveiro. Depósitos de sopé no concel-ho de Oliveira de Azeméis. Arq. Distr. Aveiro,15: 5-10.

SOUZA-BRANDÃO, V. (1914). A faixa occidentaldas phyllites porphyroblásticas do precâmbricodo districto de Aveiro. Comun. Serv. Geol. Portg.,Lisboa, 10: 78-143.

SOUZA-BRANDÃO, V. (1915/16). Contribuiçãopara a petrographia do districto de Aveiro.Comun. Serv. Geol. Portg., Lisboa, 11: 16-57.

TASSINARI C., MEDINA J. & SERRANOPINTO M. (1996). Rb-Sr and Sm-Nd geochro-nology and isotope geochemistry of CentralIberian metasedimentary rocks (Portugal).Geologie en Mijnbouw, 75: 69-79.

TEIXEIRA, C. (1970). Aspectos geológicos da orlalitoral do Porto e de V. N. Gaia. Naturalia, 10(1): 13-29.

TEIXEIRA, C. (1976). Acerca da idade das rochasgraníticas portuguesas. Bol. Soc. Geol. Portg.,Lisboa, 20 (1/2): 131-163. (ou TEIXEIRA, C.1978. In: Geología de la parte Norte del MacizoIbérico. Edición Homenaje a Isidro PargaPondal. Cuad. Sem. Est. Ceram. Sargadelos,Ediciones del Castro, Coruña, 27: 247-267).

TEIXEIRA, C. (1981). Geologia de Portugal.Precâmbrico-Paleozóico. Lisboa. FundaçãoCalouste Gulbenkian. 629 pp.

TEIXEIRA, C. & ASSUNÇÃO, C. T. (1963). CartaGeológica de Portugal à escala 1:50000. Notíciaexplicativa da folha 13-C (Ovar). ServiçosGeológicos de Portugal. Lisboa. 18 pp.

TEIXEIRA, C. & ZBYSZEWSKI, G. (1976). CartaGeológica de Portugal à escala de 1/50 000.Notícia explicativa da folha 16-A (Aveiro).Serviços Geológicos de Portugal. Lisboa. 39 pp.

TEIXEIRA, C.; PERDIGÃO, J. & ASSUNÇÃO,C. T. (1962). Carta Geológica de Portugal à escalade 1/50000. Notícia explicativa da folha 13-A(Espinho). Serviços Geológicos de Portugal.Lisboa. 28 pp.

TELLES ANTUNES, M., FERREIRA, M. P.,ROCHA, R. B., SOARES, A. F. &ZBYSZEWSKI, G. (1979). Essai de reconstitu-tion paléogéographique par cycles orogéniques:Le cycle Alpin. In: RIBEIRO, A., ANTUNES,M. T., FERREIRA, M. P., ROCHA, R. B.,SOARES, A. F., ZBYSZEWSKI, G., ALMEI-DA, F. M., CARVALHO, D. & MONTEIRO,J. H. Introduction à la Géologie générale duPortugal. Serviços Geológicos de Portugal,Lisboa. pp. 45-89.

UPHOFF T. L., STEMLER D. P., STEARNS M. J.,HOGAN S. K. & MONTELEONE P. H.(2002). Lusitanian basin highlights importantpotential in Portugal. Oil & Gas Journal, 100:32-38.


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