Geologia BARRRAGENS

As Albufeiras no Quadro Geológico Regional

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Capítulo 3

AS ALBUFEIRAS NO QUADRO GEOLÓGICO REGIONAL

3.1 Enquadramento Geológico

3.1.1 Albufeiras Portuguesas: Maranhão, Monte Novo e Divor 3.1.1.1 Considerações Gerais Um dos pontos de interesse no estudo da albufeira do Maranhão reside na grande

variedade geológica da sua bacia de drenagem, facto que conduz à sedimentação de materiais

muito diversos no que diz respeito à composição textural, mineralógica e química. Com efeito,

muito simplificadamente, poder-se-à dizer que nesta região aflora cobertura sedimentar

cenozóica e formações paleozóicas e precâmbricas do soco varisco. A cobertura cenozóica é

fundamentalmente detrítica. É constituída por cascalheiras, saibros, areias, conglomerados,

arenitos argilosos, argilas e margas. As formações do soco incluem (1) uma grande variedade de

metassedimentos pelíticos e psamíticos e rochas carbonatadas, (2) sequências metavulcânicas

ácidas a básicas e (3) rochas ígneas das quais fazem parte, granitos com diferentes composições

geoquímicas e rochas máficas e ultramáficas.

Outro ponto igualmente importante é o facto da diversidade de litologias também se

verificar na zona de implantação da albufeira. Com efeito, de jusante para montante do referido

sistema, tem-se a seguinte sucessão litológica: xistos, grauvaques e vulcanitos básicos ?

sequências alternadas de i) arenitos, argilas margosas, calcários areníticos, conglomerados e ii)

xistos negros e liditos ? granodioritos e microgranitos ? xistos negros e liditos. Os braços da

albufeira que correspondem às principais linhas de água, desenvolvem-se também em litologias

diversas: Ribeira de Alcorrêgo (xistos, grauvaques e vulcanitos básicos), Ribeira da Seda

(formações detríticas), Ribeiras de Avis e de Sarrazola (xistos negros e liditos).

As Albufeiras como Estações de Trânsito na Sedimentação

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As bacias de drenagem de Monte Novo e Divor, de muito menores dimensões, têm uma

composição geológica muito menos variada, o que por si só explica a maior homogeneidade

granulométrica, mineralógica e química dos materiais depositados nas albufeiras. Em virtude das

duas bacias serem contíguas, as formações geológicas que afloram são fundamentalmente as

mesmas, com maior variedade litológica para a bacia de maiores dimensões, a de Monte Novo.

Nestas formações estão incluídos: (1) o complexo vulcano-sedimentar de Moura-Santo Aleixo,

constituíd o por xistos sericito-cloríticos por vezes bastante siliciosos e xistos quartzo-

feldspáticos, associados a metavulcanitos básicos e ácidos, (2) rochas granitóides de composição

calco-alcalina, de natureza tonalítica, granodiorítica e granítica e (3) depósitos de cobertura de

fácies continental, de idade miocénica e plio-plistocénica, constítuidos principalmente por

materiais de origem detrítica. Nas duas bacias, embora a litologia enquadrante seja idêntica,

existem diferenças consideráveis na natureza das formações onde se encaixam as albufeiras: Monte

Novo está implantado em xistos sericito-cloríticos e Divor em vulcanitos básicos.

Sob o ponto de vista paleogeográfico e tectónico, as bacias de drenagem das três albufeiras

em estudo inserem-se maioritariamente na Zona de Ossa Morena. A bacia da albufeira do

Maranhão tem como limite Norte a Formação de Quartzito Armoricano pertencente ao bordo

Sudeste da Zona Centro Ibérica e termina a Oeste por uma estreita faixa pertencente aos

depósitos cenozóicos da Bacia do Baixo Tejo (Fig.3.1).

A Zona de Ossa Morena (ZOM) corresponde a uma das zonas internas do soco varisco

peninSular, cavalgando a Norte a Zona Centro Ibérica (ZCI) através dos cavalgamentos de

Portalegre e de Ferreira do Zêzere e a Sul o Terreno Ofiolítico de Pulo do Lobo, através do

cavalgamento de Ferreira Ficalho. Caracteriza-se por grande heterogeneidade paleogeográfica,

tectónica e metamórfica, sendo possível estabelecer, com base nestas características, vários

Fig.3.1 - Localização das bacias de drenagem das albufeiras do Maranhão, Monte Novo e Divor, no quadro paleogeográfico e tectónico de Portugal; ZOM- Zona de Ossa Morena, ZCI- Zona Centro Ibérica, ZSP- Zona Sul Portuguesa, 1- cavalgamentos de Portalegre e de Ferreira do Zêzere, 2- cavalgamento de Ferreira Ficalho, (adaptado de Araújo, 1988).


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domínios e sub-domínios (Araújo, 1995). A fig. 3.2 mostra a versão mais actual da divisão em

sectores proposta para a parte portuguesa da ZOM por Oliveira et al. (1991). Estes sectores

representam o prolongamento dos correspondentes domínios mais recentemente estabelecidos

por autores espanhóis (Apalategui et al., 1990 in Oliveira et al., 1992).

Fig.3.2 - Divisões tectono-estratigráficas da Zona de Ossa Morena, em Portugal (Oliveira et al., 1991) e localização das bacias de drenagem das albufeiras do Maranhão, Monte Novo e Divor.

Dentro da ZOM, a bacia hidrográfica da albufeira do Maranhão insere-se nos domínios da

Faixa Blastomilonítica (I), Alter do Chão - Elvas (II) e Estremoz- Barrancos (III), englobando

nesta última o Anticlinal de Estremoz (IIIa).

Na figura 3.3 estão representadas, de forma simplificada, as formações aflorantes na

bacia de drenagem do Maranhão, responsáveis pela alimentação detrítica da referida albufeira.

As formações pertencentes à ZOM foram agrupadas segundo os domínios propostos por Oliveira

et al. (1991): (I) Faixa Blastomilonítica, (II) Sector de Alter do Chão - Elvas e (III) Sector de

Estremoz - Barrancos. Por forma a permitir um melhor conhecimento sobre a contribuição

granulométrica, mineralógica e geoquímica de cada uma das quatro linhas de água principais, ri-

beira da Seda, ribeira da Sarrazola, ribeira de Avis e ribeira de Alcôrrego, a bacia de drenagem

foi sub-dividida nas bacia hidrográficas das referidas ribeiras, representadas na figura

respectivamente por (1), (2), (3) e (4).


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i) FORMAÇÕES CENOZÓICAS E DEPÓSITOS DE COBERTURA 1 - Depósitos quaternários (cascalheiras, saibros areias e argilas arenosas) 2 - Formações pliocénicas (arenitos argilosos e arcósico s, argilas e conglomerados) 3 -Formações miocénicas (arenitos, argilas argosas, margas, calcários areníticos, argilitos, brechas e conglomerados) ii) ROCHAS INTRUSIVAS 4 - Granito biotítico porfiróide 5 -Granito de duas micas porfiróide 6 -Granodioritos e microgranitos 7 -Ortogneisses 8 -Rochas peralcalinas 9 -Dioritos e gabros iii) FORMAÇÕES PRÉ-CÂMBRICAS E PALEOZÓICAS (ZOM) (I) DOMÍNIO DA FAIXA BLASTOMILONÍTICA

10 - Formação de Urra (xistos e grauvaques) 11 - Formação de Mosteiros (xistos, grauvaques, chertes negros, anfibolitos e calcários) 12 - Formação de Morenos (micaxistos, calcários, arenitos, vulcanitos ácidos e anfibolitos) 13 - Formação de Campo Maior (gnaisses e migmatitos)

(II) DOMÍNIO DE ALTER DO CHÃO-ELVAS 14 - Formação de Fatuquedo (xistos, grauvaques, arenitos e conglomerados) 15 - Complexo Vulcano-Sedimentar de Terrugem (xistos, vulcanitos ácidos e básicos e rochas peralcalinas) 16 - Formação de Vila Boim (xistos, arenitos, conglomerados, vulcanitos ácidos e básicos) 17 - Formação Carbonatada (calcários dolomíticos e mármores, conglomerados e vulcanitos ácidos)

(III) DOMÍNIO DE ESTREMOZ-BARRANCOS 18 - Formação de Barrancos (xistos, psamitos, arenitos e conglomerados) 19 - Formação de Ossa (xistos, grauvaques e vulcanitos básicos)

(IV) ANTICLINAL DE ESTREMOZ

Legenda

Bacia Hidrográfica da Barragem do Maranhão


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20 - Formações Ordovícicas e Silúricas indiferenciadas (xistos negros, liditos, xistos cinzentos, psamitos e vulcanitos básicos)

21 - Complexo Vulcano-Sedimentar Carbonatado de Estremoz (mármores, vulcanitos ácidos e básicos e rochas peralcalinas)

22 - Formação Dolomítica (calcários dolomíticos, mármores, conglomerados e vulcanitos ácidos) 23 - Formação de Mares (xistos, grauvaques, chertes negros e vulcanitos ácidos)

iv) ZONA CENTRO-IBÉRICA (ZCI) 24 - Formação do Quartzito Armoricano (quartzitos, conglomerados e xistos)

Fig.3.3 - Enquadramento Geológico da bacia de drenagem da albufeira do Maranhão (mapa simplificado a partir da Carta Geológica de Portugal na escala 1/500000 dos Serviços Geológicos de Portugal, 1992.). As divisões da ZOM em domínios (linhas a tracejado): (I) Faixa Blastomilonítica, (II) Sector de Alter do Chão - Elvas e (III) Sector de Estremoz - Barrancos foram adaptadas de Oliveira et al. (1991). As linhas a ponteado representam a divisão da bacia de drenagem da albufeira nas bacias hidrográficas das 4 linhas de água principais (adaptado de Carta Corográfica de Portugal na escala de 1/250000 do Serviço Cartográfico do Exército, 1967, Folha 6 e de Henriques, 1989) : (1) bacia hidrográfica da ribeira da Seda, (2) bacia hidrográfica da ribeira da Sarrazola, (3) bacia hidrográfica da ribeira de Avis e (4) bacia hidrográfica da ribeira de Alcôrrego.

As bacias hidrográficas das albufeiras do Monte Novo e Divor incluem-se no Sector de

Montemor-Ficalho (Sector IV, de acordo com as divisões propostas por Oliveira et al., 1991),

sendo o limite NE da bacia de Monte Novo coincidente com o limite entre este Sector e o Sector

de Estremoz-Barrancos.

Fig.3.4 - Enquadramento Geológico das bacias de drenagem das albufeiras de Monte Novo e Divor (mapa simplificado a partir da Carta Geológica de Portugal na escala 1/500000 dos Serviços Geológicos de Portugal, 1992.). A incorporação da área estudada no Sector (IV) Montemor-Ficalho baseou-se nos domínios da ZOM propostos por Oliveira et al. (1991).


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A Fig. 3.4 representa as formações que afloram nas bacias de drenagem de Monte Novo e

Divor. À semelhança da figura anterior respeitante à albufeira do Maranhão, as duas bacias de

drenagem foram sub-divididas nas bacias hidrográficas das suas principais linhas de água, por

forma a conhecer a proveniência dos materiais sedimentados nos referidos sistemas, face à sua

composição textural, mineralógica e química.- i) Albufeira de Monte Novo: (1) Ribeira de

Bencafete, (2) Ribeira de Machede e (3) Rio Degebe; ii) Albufeira do Divor: (4) Rio Divor, (5)

Ribeira do Penedo e (6) Ribeira da Cruz),

Dada a importância para o estudo da génese dos sedimentos depositados no fundo das três

albufeiras, a composição mineralógica das formações enquadrantes, sempre que disponível na

bibliografia consultada, é apresentada nas tabelas 3.1 e 3.2.

3.1.1.2 Litoestratigrafia

I - Albufeira do Maranhão

i) FORMAÇÕES PRECÂMBRICAS E PALEOZÓICAS

Domínio da Faixa Blastomilonítica (I) Dentro da região estudada, as formações pertencentes a este sector afloram nas bacias

hidrográficas das ribeiras da Seda e de Avis (respectivamente (1) e (3) da figura 3.2).

Este domínio, de idade proterozóica, engloba as formações mais antigas aflorantes na

bacia de drenagem do Maranhão. É sobretudo caracterizado por rochas metamórficas que

aparecem sob condições de médio a alto grau de metamorfismo, constituídas principalmente

por rochas gnáissicas derivadas de rochas vulcânicas e anfibolitos (Quesada et al., 1990).

Estas formações, extremamente deformadas (Quesada et al., 1990), são por vezes

acompanhadas de rochas hiperalcalinas e de maciços granitóides (Oliveira et al., 1991).

Tabela 3.1 - Composição mineralógica das formações enquadrantes da bacia de drenagem da albufeira do Maranhão. As formações foram agrupadas segundo os domínios propostos por Oliveira et al. (1991): F.B.M. - Faixa Blastomilonítica, D.A.C-E. - Domínio de Alter do Chão-Elvas, D.E-B. - Domínio de Estremoz-Barrancos e A.E. - Anticlinal de Estremoz. ZCI - Zona Centro Ibérica, F.C. - Formações de cobertura, R.I.A. - Rochas intrusivas ácidas, R.I.B.U. - Rochas intrusivas básicas e ultrabásicas. Bacias de drenagem: 1- Bacia de drenagem da ribeira da Seda, 2- Bacia de drenagem da ribeira de Sarrazola, 3- Bacia de drenagem da ribeira de Avis e 4- Bacia de drenagem da ribeira de Alcôrrego. Referências bibliográficas: a- Carvalho (1962), b- Carvalho (1968), c- Gonçalves (1971), d- Gonçalves (1973), e- Gonçalves & Fernandes (1973), f- Gonçalves & Coelho (1974), g- Gonçalves et al. (1975), h- Gonçalves & Coelho (1976), i- Carvalho et al. (1980), j- Carvalho & Carvalhosa (1982), k- Carretero et al. (1990), l- Oliveira et al. (1991), m- Oliveira et al. (1992).


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Litologias em menor escala incluem paragéneses de biotite, chertes negros e mármores

(Quesada et al.,1990).

A sequência estratigráfica neste domínio é a representada na figura 3.5 . A composição

mineralógica das formações vem indicada na Tabela 3.1.

(1) Formação de Campo Maior (Proterozóico Médio; bacia hidrográfica da ribeira da

Seda)

A Formação de Campo Maior, a unidade mais antiga, ocupa o núcleo de uma estrutura

anticlinal e encontra-se limitada a NE e SO por dois importantes cavalgamentos que materializam

simultaneamente fortes gradientes metamórficos, com milonitos associados. É constituída por

gnaisses biotíticos, félsicos e migmatitos onde são frequentes fenómenos de alteração

hidrotermal (epidotização, silicificação e cloritização). Ocorrem ainda granulitos máficos, parcial

ou totalmente anfibolitizados (Mata & Munhá, 1986; Oliveira et al., 1991).

A Série Negra do SW PeninSular (Gonçalves, 1971; Gonçalves & Fernandes, 1973;

Ribeiro et al., 1979) é sub-dividida por Gonçalves & Oliveira (1986) em Formação de Morenos

e Formação de Mosteiros.

(2) Formação de Morenos (Proterozóico Superior; bacia hidrográfica da ribeira da Seda)

Esta formação ocorre sobre a Formação de Campo Maior e corresponde a um conjunto

epimetamórfico, iniciado por metavulcanitos félsicos piroclásticos que evidenciam alterações

hidrotermais (silicificação e moscovitização). Para o topo ocorrem metarcoses (rochas quartzo-

Fig. 3.5 - Sequência estratigráfica esquemática da Faixa Blastomiloní-tica (extraído de Oliveira el al.,1991).


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micáceas muito metamorfizadas, Gonçalves & Fernandes, 1973), arenitos e micaxistos com

algumas intercalações de anfibolitos, níveis carbonatados parcialmente transformados em rochas

calcossilicatadas e micaxistos granatíferos , através dos quais se faz a transição para a Formação

de Mosteiros.

(3) Formação de Mosteiros (Proterozóico Superior; bacias hidrográficas das ribeiras da

Seda e de Avis)

A Formação de Mosteiros é constituída na base por metarcoses (rochas quartzo-micáceas,

Gonçalves & Fernandes, 1973) acompanhadas por xistos esverdeados, a que se segue sequência

monótona de xistos (xistos negros por vezes anfibolíticos com matriz quartzo-biotítica-clorítica,

Gonçalves & Fernandes, 1973), grauvaques e psamitos, com intercalações alternantes de

metachertes negros, níveis de calcários, anfibolitos e rochas alcalinas e hiperalcalinas

gnaissificadas e de carácter extrusivo.

(4) Formação de Urra (Proterozóico Superior; bacia hidrográfica da ribeira da Seda)

A Formação de Urra, a unidade superior da Faixa Blastomilonítica, é constituída por

dois membros litologicamente bem diferenciados: (a) um conjunto inferior com rochas

porfiróides de origem essencialmente detrítica (Gonçalves & Fernandes, 1973), que

correspondem possivelmente a tufos ácidos que localmente apresentam intensa sericitização e (b)

um conjunto superior de metassedimentos detríticos constituídos por xistos e grauvaques.

Esta formação cavalga, a Norte, a Formação do Quartzito Armoricano, de idade

Ordovícica, já incluída na Zona Centro Ibérica, mas ainda pertencente à bacia de drenagem da

albufeira do Maranhão, da qual constitui o limite Norte.

Domínio de Alter do Chão - Elvas (II)

Este domínio, de idade câmbrica inferior - câmbrica média (Gonçalves, 1981, 1982;

Oliveira et al., 1991), engloba formações que afloram nas bacias hidrográficas das ribeiras da

Seda (em pequena proporção relativamente às formações da Faixa Blastomilonítica), de Sarra-

zola (compreendem todo o sector Este desta bacia) e de Avis (ocupam cerca de metade da área

desta bacia, a montante, sendo a restante, a jusante, ocupada por formações pertencentes ao

Domínio de Estremoz - Barrancos) - ver Fig.3.4.

No território português, o limite com o Domínio da Faixa Blastomilonítica faz-se através

do cavalgamento de Alter do Chão, enquanto que o seu limite Sul corresponde ao carreamento da


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Juromenha (Araújo, 1995), recentemente interpretado como uma discordância câmbrico-

ordovícica (Oliveira et al., 1991; Araújo, 1995). As formações deste sector assentam em

discordância, segundo Oliveira et al. (1991), sobre formações proterozóicas equivalentes à

Formação de Mosteiros da Faixa Blastomilonítica. A passagem das formações menos antigas

deste domínio às formações do Ordovícico Inferior do Domínio de Estremoz - Barrancos, é ad-

mitida fazer-se através de uma discordância, segundo interpretações recentes apoiadas

fundamentalmente em correlações litoestratigráficas (Araújo, 1995). Segundo este mesmo autor,

todas as formações pertencentes a este domínio apresentam um grau metamórfico baixo. Verifica-

se, contudo, que intrusões de rochas granitóides (maciços de Santa Eulália, Fronteira e Crato)

originam nas formações metassedimentares, orlas de metamorfismo de contacto, representadas

por corneanas diversas (pelíticas, quártzicas e cálcicas) e xistos mosqueados (Gonçalves et

al., 1975).

A figura 3.6 representa a sequência estratigráfica sintetizada deste domínio. Tal como para o

domínio anterior, a composição mineralógica das formações é apresentada na Tabela 3.1.

(1) Formação Carbonatada (Câmbrico Inferior; bacias hidrográficas das ribeiras da Seda,

Sarrazola e Avis)

Fig. 3.6 - Sequência estratigráfica sintetizada do Sector de Alter do Chão - Elvas (extraído de Oliveira et al., 1991)


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Esta formação, assim designada na Carta Geológica de Portugal na escala 1/500000 (em

publicação), é cartografada segundo Carvalho & Carvalhosa (1982) como um complexo

vulcano-sedimentar, dado incluir formações de diferentes naturezas.

Inicia-se por um nível conglomerático poligénico (com calhaus do soco proterozóico) e

arcoses, que lateralmente passam a vulcanitos ácidos - pórfiros, tufos e brechas vulcânicas

(Carvalho & Carvalhosa, 1982; Oliveira et al., 1991). Associados a estes últimos, distribuem-se

micaxistos normalmente bandados, devido à alternância de faixas quártzicas com outras

essencialmente filíticas (Carvalho & Carvalhosa, 1982). Segue-se espessa série carbonatada,

predominantemente dolomítica (Oliveira et al., 1991, 1992), que forma bancadas em íntima

associação com anfibolitos bandados (bandas ricas em calcite alternantes com bandas ricas em

minerais ferro-magnesianos; Carvalho & Carvalhosa, 1982).

A área onde afloram as rochas carbonatadas foi parcialmente ocupada pelo extenso

complexo plutónico de Alter do Chão (existente apenas nas bacias das ribeiras de Sarrazola e

Avis) estando, por isso, as rochas em grande parte transformadas em corneanas cálcicas

(Gonçalves & Fernandes, 1973).

(2) Formação de Vila Boim (Câmbrico Inferior; bacias hidrográficas das ribeiras de

Sarrazola e Avis)

Esta série está invertida e assenta sobre a Formação Carbonatada, sendo constituída por

uma alternância de arenitos, xistos e grauvaques (do tipo "flysch", Gonçalves, 1971; Oliveira et

al., 1991), nos quais aparecem intercalados basaltos toleíticos continentais e vulcanitos ácidos, do

tipo riolítico e fortemente siliciosos (Mata, 1986; Oliveira et al., 1992; Ribeiro et al., 1992 ).

Esta sequência termina no topo por um horizonte arenitico-conglomerático de composição

essencialmente quartzítica-micácea (Barra Quartzítica), o qual faz a transição para o Complexo

vulcano-sedimentar de Terrugem.

No sector Este da bacia de drenagem da ribeira de Avis, os xistos e grauvaques

apresentam-se mais ou menos metamorfizados pelo maciço granítico de S. Eulália, formando

corneanas e xistos mosqueados (Gonçalves & Coelho, 1974; Gonçalves et al., 1975).

A série vulcano-sedimentar de Terrugem (Gonçalves et al., 1975; Gonçalves, 1978) foi

dividida por J.T. Oliveira et al. (1991) em Formação de Terrugem (3) e Formação de Fatuquedo

(4).

(3) Complexo Vulcano-Sedimentar de Terrugem (Câmbrico Médio; bacias hidrográficas das

ribeiras da Seda (pequena proporção), Sarrazola e Avis)


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Constituído por uma sequência terrígena de xistos e psamitos, grauvaques, siltitos e raros

carbonatos, tem intercalados basaltos alcalinos, rochas peralcalinas extrusivas e vulcanitos

ácidos traquíticos e micro-graníticos (Gonçalves, 1978; J.T. Oliveira et al., 1992; Ribeiro et

al., 1992).

(4) Formação de Fatuquedo (Câmbrico Médio; bacias hidrográficas das ribeiras da Seda

(pequena proporção), Sarrazola e Avis)

Tem uma litologia muito idêntica à formação anterior. As únicas diferenças residem na

presença de magnetite nos leitos de psamitos e na ocorrência de conglomerados na parte

superior da sequência.

Domínio de Estremoz-Barrancos (III) Limitado a Norte pelo carreamento da Juromenha e a Sul pelo carreamento de Santo

Aleixo da Restauração (Araújo, 1986, 1987, 1989), neste domínio justifica-se a individualização

de um subdomínio, correspondente ao Anticlinal de Estremoz, com base em critérios

fundamentalmente paleogeográficos (Araújo, 1989; Oliveira et al., 1991; Araújo, 1995).

As formações pertencentes a este sector afloram principalmente na bacia da ribeira de

Avis (3), da qual ocupam cerca de metade da área, a jusante. Ocorrem ainda, embora com muito

menor representação, no sector Este da bacia da ribeira de Alcôrrego (4) e sob a forma de

afloramentos dispersos no seio de depósitos miocénicos, na bacia da ribeira de Sarrazola (2) - ver

Fig. 3.4.

A coluna estratigráfica esquemática deste domínio é apresentada na figura 3.7 e a

composição mineralógica das formações na tabela 3.1.

(1) Formação de Ossa (Câmbrico Médio? - Câmbrico Superior? (Piçarra et al., 1992a;

bacia hidrográfica da ribeira de Alcôrrego)

Na área estudada, esta formação apenas aflora sob a forma de uma pequena mancha no

sector Oeste da bacia hidrográfica da ribeira de Alcôrrego (sub-bacia de menores dimensões dentro

da bacia de drenagem da albufeira do Maranhão).

Através da coluna estratigráfica da figura 3.7 é visível que a Formação de Ossa é

considerada a mais antiga deste sector. É constituída por uma série de xistos e psamitos,

tornando-se em direcção a NW, mais rica em grauvaques (Oliveira et al., 1991). A base

encontra-se marcada por uma extensa faixa de vulcanitos básicos (basaltos alcalinos; Oliveira


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et al., 1991; Ribeiro et al., 1992) assim como tufos finos a grosseiros e rochas espilíticas

(Piçarra et al., 1992a). Estas intercalações não atingem, no entanto, a área em estudo.

Segundo Araújo (1995) dada a semelhança de fácies, esta formação é paralelizada à

Formação de Fatuquedo (pertencente ao Domínio de Alter do Chão-Elvas), sobre a qual

assenta discordantemente. Esta discordância marca a transição entre os dois domínios (Alter

do Chão - Elvas e Estremoz - Barrancos) e aparece sublinhada por arenitos impregnados de

óxidos de ferro e manganês e, localmente, por conglomerados (Oliveira et al., 1992).

(2) Formação de Barrancos (Câmbrico Superior? - Ordovícico Inferior, Cunha &

Vanguestaine, 1988; bacia hidrográfica da ribeira de Avis)

A Formação de Barrancos ocupa uma estreita faixa que corresponde ao limite Norte do

Domínio de Estremoz-Barrancos e intersecta obliquamente a bacia hidrográfica da ribeira de

Avis, dividindo-a em dois sectores com áreas sensivelmente idênticas. Sob esta designação

incluem-se os membros dos "Xistos de Barrancos" e dos "Xistos com Phyllodocites" definidos por

Nery Delgado em 1908 (Oliveira et al., 1991; Araújo, 1995) estando apenas os primeiros

representados na região estudada.

Esta formação é constituída por xistos de tonalidade roxa violeta, finos, micáceos, com

intercalações de xistos cinzento esverdeados e raras passagens de psamitos finamente

Fig. 3.7 - Sequência estratigráfica geral do Domínio de Estremoz-Barrancos (extraído de Oliveira et al., 1991).


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laminados (Oliveira et al., 1991; Araújo, 1995). No sector Este, os xistos verdes, que

assinalam o topo desta série xistenta, são atingidos por metamorfismo de contacto pelo maciço

granítico de Santa Eulália que aflora nas proximidades derivando, em alguns locais, em

corneanas e xistos mosqueados (Gonçalves & Coelho, 1974).

(3) Formação da Colorada (Ordovícico Médio-Silúrico Inferior, Perdigão et al., 1982; Oliveira

et al., 1991, 1992; Piçarra et al., 1992 ; bacia hidrográfica da ribeira de Avis)

Sobre os sedimentos da Formação de Barrancos dispõem-se, aparentemente em

passagem gradual, os arenitos, psamitos micáceos, quartzitos, siltitos e pelitos da Formação da

Colorada (Oliveira et al., 1991, 1992) que afloram sob a forma de estreitos e escassos

afloramentos. Na zona de transição entre a Formação da Colorada e o Anticlinal de Estremoz,

os arenitos e os quartzitos vêm associados a conglomerados poligénicos.

(4) Formações Silúricas (bacia hidrográfica da ribeira de Avis)

De entre as formações silúricas pertencentes ao Sector Estremoz-Barrancos, na região

estudada apenas aflora a Formação de xistos com nódulos, constituída por uma alternância de

xistos negros carbonosos e liditos, localmente com nódulos siliciosos e raras passagens de

carbonatos lenticulares na parte superior (Oliveira et al., 1991).

Estas formações têm uma representação muito reduzida na área da bacia de drenagem da

albufeira do Maranhão, aflorando apenas sob a forma de estreitas bandas dispersas no seio de

uma sequência predominantemente xistenta que envolve o Anticlinal de Estremoz e na

extremidade dos dois flancos do referido anticlinal - ver Fig.3.4.

Na região estudada não afloram as restantes formações consideradas por Oliveira et al.

(1991) como pertencentes ao Domínio de Estremoz-Barrancos: Formações silúricas de Xistos

Raiados e de Russianas e Formação de Terena (Devónico superior).

Anticlinal de Estremoz (IV) As formações pertencentes a este sub-domínio afloram maioritariamente na bacia de

drenagem da ribeira de Avis, aflorando o sector NW na bacia da ribeira de Alcôrrego

(respectivamente (3) e (4) da Fig. 3.4). Na figura 3.8 está esquematizada a sequência estratigráfica

reconhecida neste anticlinal. Tal como para os domínios anteriores, a composição mineralógica

das formações (sempre que disponível na bibliografia) é apresentada na Tabela 3.1.


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(1) Formação de Mares (Proterozóico Superior; bacias hidrográficas das ribeiras de Avis

e Alcôrrego)

A sequência litoestratigráfica do Anticlinal de Estremoz inicia-se com a Formação de

Mares, situada na zona axial, atribuída ao Proterozóico Superior e constituída por xistos de

várias naturezas, quartzitos negros, chertes e grauvaques, rochas porfíricas félsicas, etc.

(Carvalhosa, 1987; Oliveira et al., 1991). Esta formação tem intercalações de vulcanitos ácidos

(Ribeiro et al., 1992) e está separada da Formação Dolomítica através de conglomerado de base

(Gonçalves & Coelho, 1974).

(2) Formação Dolomítica (Câmbrico Inferior; bacias hidrográficas das ribeiras de Avis e

Alcôrrego)

Sobre a Formação de Mares assenta em discordância a Formação Dolomítica com mais de

300 m de espessura (Oliveira et al., 1991) constituída por calcários dolomíticos com teores de

óxidos de cálcio e magnésio de cerca de 20 e 35%, respectivamente (Gonçalves & Coelho,

1974). Atribuída ao Câmbrico Inferior, esta formação apresenta na base níveis de metapsamitos,

vulcanitos ácidos e conglomerados lenticulares (Araújo, 1995). Os calcários dolomíticos são

limitados no topo por um horizonte silico-ferruginoso, descontínuo que localmente está

mineralizado com óxidos e Sulfuretos metálicos. Este horizonte tem sido interpretado como

testemunho de uma lacuna estratigráfica (Oliveira et al., 1991, 1992).

(3) Complexo Vulcano-Sedimentar de Estremoz (Ordovícico, bacia hidrográfica da ribeira

de Avis)

Fig. 3.8 - Sequência estratigráfica esquemá-tica do Anticlinal de Estremoz.


65

Sobre o nível silico-ferruginoso do topo da Formação Dolomítica desenvolve-se o

Complexo Vulcano-Sedimentar de Estremoz constituído por mármores (com percentagens de

óxidos de cálcio e magnésio de cerca de 50% e 1-2%, respectivamente, Gonçalves &

Coelho, 1974), calcoxistos e intercalações de metavulcanitos ácidos (na sua maioria de quimismo

sub-alcalino, Mata & Munhá, 1985), básicos (basaltos alcalinos) e tufitos (Oliveira et al., 1991,

1992). A idade deste complexo foi recentemente atribuída ao Ordovícico (Oliveira et al., 1991).

Na região em estudo apenas aflora uma mancha de muito reduzidas dimensões no extremo SE

da bacia da ribeira de Avis, sendo portanto de supôr que a sua contribuição na alimentação

detrítica da albufeira seja muito diminuta.

Sobre os mármores e metavulcanitos anteriores ocorre, de forma descontínua, um

conglomerado lenticular poligénico com calhaus de várias naturezas (xisto, vulcanitos,

quartzito e calcário) interpretado como um deposito glaciogénico, correlativo da glaciação do

final do Ordovícico (Oliveira et al., 1991).

(4) Formações Silúricas (bacia hidrográfica da ribeira de Avis)

A sequência do Anticlinal de Estremoz termina com uma formação silúrica,

considerada equivalente da Formação de xistos com nódulos do Sector de Estremoz-Barrancos

(Araújo, 1995), constituída por liditos e xistos negros carbonosos (Oliveira et al., 1991).

(5) Formações Ordovícicas-Silúricas Indiferenciadas (bacias hidrográficas das ribeiras de

Alcôrrego, Avis e Sarrazola)

Geometricamente sobreposta a todo o conjunto que faz parte do sub-domínio do

Anticlinal de Estremoz, ocorre sequência muito espessa predominantemente xistenta, com níveis

de liditos dispersos (associados a quartzitos e grauvaques), facto que levou Gonçalves (1971,

1978) e Gonçalves & Coelho (1974) a atribuir-lhe idade silúrica.

Na série xistenta há intercalações de rochas vulcânicas predominantemente básicas

(basaltos alcalinos, Mata & Munhá, 1983), podendo também ser intermédias ou ácidas

(Gonçalves & Coelho, 1974). As intrusões de rochas básicas e de rochas graníticas

(maciços de Ervedal, Fronteira e Vale de Maceira) produzem orlas de metamorfismo, com

formação de corneanas e xistos mosqueados, nalguns pontos cobertos por depósitos recentes

(Gonçalves & Zbyszewski, 1975).

Formação do Quartzito Armoricano (ZCI)

Constitui o limite Norte da bacia de drenagem da albufeira do Maranhão e dentro da área

estudada é a única formação pertencente à Zona Centro Ibérica. É cavalgada pela unidade


66

superior do Proterozóico Superior (Formação da Urra) e apenas aflora sob a forma de uma

estreita faixa que se estende ao longo da margem Norte da bacia hidrográfica da ribeira da Seda.

Esta formação representa uma sucessão transgressiva no início do Ordovícico e tem

várias designações formais de âmbito local (Oliveira et al., 1992). No bordo Sudoeste da ZCI,

único troço representado na bacia de drenagem do Maranhão, a Formação do Quartzito

Armoricano, conhecida por Formação da Serra do Brejo (Oliveira et al., 1992), representa uma

estrutura sinclinal (Gonçalves & Fernandes, 1973) e é constituída por quartzitos e siltitos

com intercalações arcósicas e conglomeráticas na base.

ii) CENOZÓICO-DEPÓSITOS DE COBERTURA Os depósitos de cobertura existentes na área em estudo afloram sobretudo nos troços

mais a jusante das quatro linhas de água principais, constituindo uma estreita faixa a Oeste e

correspondem a depósitos continentais pertencentes à Bacia Terciária do Tejo. De entre as

bacias hidrográficas em que dividimos a bacia de drenagem da albufeira do Maranhão, a da ribeira

de Avis (3) (Fig. 3.4), é a que apresenta menor proporção de cobertura cenozóica e a da ribeira de

Alcôrrego (4) a que apresenta mais, relativamente às formações do soco varisco.

Os diversos tipos litológicos que constituem o Precâmbrico e Paleozóico, na orla da

bacia onde se depositou a cobertura cenozóica condicionaram, em grande parte, a natureza

petrográfica dos sedimentos correlativos. Na dependência do soco granítico abundam os

sedimentos detríticos de caracter arcósico. Na vizinhança de metassedimentos do tipo xistos e

liditos, os depósitos são ricos em cascalheiras mal roladas. Outro exemplo da influência directa

do soco varisco na sedimentação, são os calcários quaternários de Cano (na bacia da ribeira de

Alcôrrego) relacionados com o complexo vulcano-sedimentar carbonatado de Estremoz

(Carvalho, 1968).

1- Miocénico

As formações actualmente cartografadas como miocénicas (Carta Geológica de Portugal na

escala 1/500000, in litt.) reúnem as anteriormente consideradas nesta região como paleogénicas

(Carvalho, 1962, 1968; Carvalho & Carvalhosa, 1982), paleogénicas e miocénicas

indiferenciadas (Carvalho, 1968; Teixeira, 1972; Gonçalves & Zbyszewski, 1975;

Carvalho & Carvalhosa, 1982) e plio-plistocénicas associadas ao Anticlinal de Estremoz

(Gonçalves & Coelho, 1974). Contudo, esta datação não está ainda provada

paleontologicamente, não sendo de excluir a presença de Paleogénico.


67

Dos depósitos de cobertura existentes na bacia de drenagem da albufeira do Maranhão,

estas formações são as mais abundantes, constituindo afloramentos de extensão apreciável no

troço jusante das principais ribeiras que drenam esta albufeira.

As formações miocénicas compreendem a parte inferior do "complexo

montmorilonítico" e a totalidade do "complexo atapulgítico" definidos por Carvalho

(1968) para a Bacia cenozóica do Baixo Tejo. São constituídas superiormente por série

detrítica (arenitos argilosos, arenitos com concreções calcárias, argilas margosas e margas), onde a

presença de montmorilonite é comum. Sucede-se em profundidade rochas mais consolidadas

tais como: calcários areníticos, arenitos de cimento calcário ou margoso, argilitos e arenitos

argilosos muito compactos e parcialmente silicificados, brechas e conglomerados de cimento

calcário ou margoso (Carvalho & Carvalhosa, 1982). Todas estas formações caracterizam-se

pela presença constante de atapulgite, associada ou não a montmorilonite, escassa ilite e

raríssima caulinite (Carvalho, 1968) - ver Tabela 3.1.

2- Pliocénico As formações actualmente atribuídas ao Pliocénico (Carta Geológica de Portugal na

escala 1/500000, in litt.) foram anteriormente atribuídas por diferentes autores, ao Miocénico

e Pliocénico indiferenciados (Carvalho, 1968; Teixeira, 1972; Carvalho & Carvalhosa, 1982).

Nestas formações, essencialmente detríticas e de fácies continental, distinguem-se duas

unidades petrograficamente distintas:

(1) uma unidade superior, formada por arenitos argilosos com intercalações

conglomeráticas e lentículas argilosas. Corresponde ao "complexo ilito-caulinítico"

definido por Carvalho (1968) para os depósitos cenozóicos da Bacia do Tejo,

(2) uma unidade inferior representada por arenitos arcósicos argilosos, com intercalações

de cascalheiras e lentículas argilosas, a qual corresponde à parte superior do

"complexo montmorilonítico" definido pelo mesmo autor para a mesma bacia.

Estas formações são bastante escassas na região em estudo, aflorando apenas algumas

manchas dispersas e de reduzida dimensão junto à margem Oeste.

Assentes sobre as formações pliocénicas de arenitos, argilas e conglomerados, distribuem-

se algumas manchas dispersas de areias e cascalheiras mais recentes, provavelmente de idade plio-

plistocénica (Carvalho & Carvalhosa, 1982).


68

3- Plistocénico Os depósitos quaternários modernos surgem sob a forma de aluviões em pequenas

manchas dispersas nas ribeiras que drenam a albufeira em estudo e são constituídas, na sua

maioria, por cascalheiras, saibros, areias mais ou menos argilosas e intercalações de argilas

arenosas (Carvalho & Carvalhosa, 1982).

Os depósitos plistocénicos são muito reduzidos e dispersos e são geralmente de origem

torrencial (provenientes da erosão de depósitos miocénicos e pliocénicos). São principalmente

formados por cascalheiras e areias argilosas, podendo às vezes estar associado algum saibro

(Carvalho & Carvalhosa, 1982). Na orla do maciço calcário de Estremoz, relacionado

provavelmente com a carsificação (Gonçalves & Coelho, 1974), ocorre na bacia hidrográfica da

ribeira de Alcôrrego, formação de calcários brandos compactos, às vezes pulverulentos e brechas

ferruginosas (Carvalho, 1968).

iii) ROCHAS ÍGNEAS Uma das particularidades da ZOM , também aqui representada na área da bacia de

drenagem da albufeira do Maranhão, diz respeito ao magmatismo o qual, associado à tectónica,

estratigrafia e metamorfismo, apresenta diferenças significativas relativamente às zonas vizinhas

do Maciço Ibérico (Carretero et al., 1990). As principais diferenças, consistem na existência

de corpos plutónicos de pequena dimensão, na presença abundante de rochas básicas (do tipo

gabróico), na frequente associação temporal-espacial de rochas ácidas e básicas (magmatismo

bimodal) e em importantes eventos vulcânicos e sub-vulcânicos (Carretero et al., 1990).

As rochas intrusivas estão largamente representadas no sector estudado (ver Fig. 3.4),

estando preferencialmente instaladas em formações da Faixa Blastomilonítica (a maior parte no

contacto com a Zona Centro Ibérica) e em formações carbonatadas e pelíticas do Sector de

Alter do Chão - Elvas.

Quanto à idade, estas rochas são do Paleozóico (Carretero et al., 1990) podendo ser

anteriores ao ciclo hercínico, contemporâneas (englobando os materiais gerados entre o

Devónico Superior e o Carbónico Inferior/Pérmico Inferior) ou posteriores ( compreendendo as

formações de idade pós-Vestefaliano).

Dada a sua natureza petrográfica há a distinguir essencialmente 2 tipos de rochas ígneas:

- Rochas ígneas de composição ácida e intermédia (granitos, sienitos, granodioritos,

dioritos, monzonitos);


69

- Rochas de composição básica e ultrabásica (gabros, basaltos, anortositos, pixoxenitos,

dunitos, peridotitos).

Tal como para as restantes formações aflorantes no sector estudado e apresentadas

anteriormente, a composição mineralógica, sempre que conhecida, é apresentada na Tabela 3.1.

1- Rochas Ígneas de Composição Ácida e Intermédia As rochas graníticas, as mais comuns, constituem maciços de forma geral orientados, com

alongamento paralelo às estruturas hercínicas, segundo NW-SE (Gonçalves, 1971; Carretero et

al., 1990). Na área em estudo são raras as rochas que apresentam uma orientação não relacionada

com a tectónica regional, pertencendo a este grupo as rochas que constituem o Maciço da Aldeia da

Mata (Gonçalves, 1971), batólito de granitos calcoalcalinos predominantemente biotíticos,

aflorante na ribeira da Seda e contemporâneo da orogenia hercínica.

Os granitos pré-hercínicas envolvem um conjunto de rochas com diferenças de composição,

de génese e de período de instalação (Carretero et al., 1990). Dentro da área estudada, o Maciço

de Portalegre localizado na Faixa Blastomilonítica e aflorante unicamente na bacia de drenagem

da ribeira da Seda, é o único afloramento anterior à orogenia. Este maciço granítico forma uma

mancha de grandes dimensões que, provavelmente ainda se continuará sob os depósitos terciários

situados no bordo NE do granito de Nisa que o intruiu (Ribeiro et al., 1992). É constituído por um

conjunto de rochas alcalinas mais ou menos gnaissificadas do tipo granito alcalino biotítico

(Gonçalves, 1971; Gonçalves & Fernandes, 1973; Gonçalves et al., 1975). Duas das

características mais importantes residem na presença de anfíbola alcalina do tipo riebequite

(Gonçalves et al., 1975, Carretero et al., 1990), a qual, associada à restante composição

mineralógica (tabela 3.1) sugere um plutonismo alcalino ácido (Carretero et al., 1990) e a presença

de um fabric plano-linear bem desenvolvido, em que a textura milonítica é considerada estar

relacionada com a deformação hercínica (Chacon, 1974 in Carretero et al., 1990).

De idade pré-hercínica, para além do Maciço de Portalegre, há a considerar afloramentos

hiperalcalinos com características petrográficas semelhantes, que aparecem associados a algumas

formações proterozóicas (Formações de Campo Maior e de Mosteiros pertencentes à Faixa

Blastomilonítica), câmbricas (calcários dolomíticos e mármores do Sector de Alter do Chão -

Elvas) e silúricas (Formação de xistos negros e liditos nos flancos do anticlinal calcário de

Estremoz), segundo um alinhamento estrutural NW-SE.

Segundo Carretero et al. (1990) a distribuição dos maciços graníticos contemporâneos da

orogenia hercínica está aproximadamente relacionada com a posição das bacias carbónicas, segundo


70

um alinhamento NW-SE. Com excepção do Maciço de Santa Eulália que pertence já a uma fase

pós-hercínica, as restantes intrusões graníticas aflorantes na região em estudo (maciços de Fronteira,

Ervedal, Crato, Aldeia da Mata e Carrascal) são consideradas desta idade. Em quase todos os

maciços, os granitos têm uma composição semelhante, sendo essencialmente biotíticos. Excepção

para o Maciço de Carrascal e para um afloramento de dimensões consideráveis situado junto à

ribeira da Seda, em que o granito é constituído, para além de biotite, por moscovite.

(1) Os maciços de granito biotítico de Santa Eulália, Fronteira e Ervedal (aflorantes na bacia de

drenagem da ribeira de Avis) são, segundo Gonçalves & Fernandes (1973) estruturas de

carácter sub-vulcânico, de aspecto anelar e simetria bilateral. São maciços ácidos de

composição alcalina e calco-alcalina, em que as rochas graníticas que os constituem dispõem-

se em afloramentos circulares, concêntricos, separados por anéis descontínuos de rochas

dioríticas (associadas a gabros no maciço de Santa Eulália), sieníticas e monzoníticas e com

encraves de ortognaisses e brechas eruptivas. O Maciço de S. Eulália, o maciço de maiores

dimensões dentro da área estudada, faz parte de dois dos domínios da ZOM, Faixa

Blastomilonítica e Sector de Alter do Chão - Elvas. Embora sem carácter sub-vulcânico como

os maciços anteriores, o Maciço do Crato tem uma natureza petrográfica idêntica.

(2) No Maciço do Carrascal e num afloramento atravessado pela ribeira da Seda (ambos

aflorantes na bacia de drenagem desta ribeira), o granito é do tipo gnaissico com forte carácter

potássico (Gonçalves & Fernandes, 1973; Carvalho & Carvalhosa, 1982), uma vez que a

moscovite, a par da biotite, entra com teores consideráveis na sua composição. Associados a

estas rochas ocorrem (a) ortognaisses graníticos (semelhantes aos do Maciço de Portalegre) e

rochas dioríticas intrusivas no afloramento da ribeira da Seda (Carvalho & Carvalhosa,

1982) e (b) dioritos, microdioritos, raros sienitos e brechas eruptivas no Maciço do Carrascal

(Gonçalves & Fernandes, 1973).

Devido ao carácter predominantemente silicioso das formações precâmbricas e paleozóicas

encaixantes, as intrusões dos maciços graníticos originam extensas orlas de metamorfismo de

contacto representadas por corneanas de diferente natureza (quártzicas, pelíticas, cálcicas e

anfibolíticas) e xistos mosqueados (Gonçalves, 1971; Gonçalves et al., 1975).

A par das rochas graníticas, ocorrem outros tipos de rochas ígneas de composição ácida e

intermédia, como é o caso dos granodioritos e microgranitos associados a quartzodioritos no Maciço

de Benavila (sector jusante da ribeira de Sarrazola). Segundo Carvalho & Carvalhosa (1982), as

características petrográficas deste maciço parecem indicar o seu parentesco com os maciços vizinhos

de Ervedal, Fronteira e S. Eulália.


71

2 - Rochas Ígneas de Composição Básica e Ultrabásica As rochas básicas e ultrabásicas estão instaladas, quer em formações precâmbricas da

Faixa Blastomilonítica (F. Campo Maior), quer em formações câmbricas do Domínio de Alter do

Chão - Elvas (F. Carbonatada ) e silúricas do Domínio de Estremoz-Barrancos (xistos negros e

liditos).

Na área de drenagem da albufeira do Maranhão, o maciço básico mais importante é o de

Alter do Chão, instalado na série carbonatada do Câmbrico Inferior de Alter do Chão-Elvas. Há

ainda a registar dois pequenos maciços de rochas básicas no bordo NE do Sector de Estremoz-

Barrancos, Maciços de Vale Maceira e de Veiros, e anéis incompletos de gabros, dioritos e rochas

intermédias situados na periferia ou no interior de estruturas sub-vulcânicas (pequenos

afloramentos no interior dos maciços de Carrascal e de S. Eulália; Gonçalves, 1971).

Todos estes maciços estão orientados segundo a direcção NW-SE e neles predominam as

rochas gabróicas (1) olivínicas no M. Alter do Chão (associadas a piroxenitos, anfibolitos,

peridotitos e dunitos em geral muito alterados), (2) augíticas no M. Veiros e (3) hipersténicas no

M. Vale de Maceira (Gonçalves, 1971; Gonçalves et al., 1975).

II - Albufeiras do Monte Novo e Divor i) FORMAÇÕES PALEOZÓICAS

Sector de Montemor-Ficalho (IV)

As formações pertencentes a este Sector afloram em cerca de 1/3 da área total das bacias

de drenagem das albufeiras do Monte Novo e Divor. No Monte Novo ocupam uma extensa faixa

central de direcção aproximadamente NNW-SSE a qual, pela sua grande extensão, ocorre nas sub-

bacias das três principais linha de água, (1) Ribeira de Bencafete, (2) Ribeira de Machede e (3) Rio

Degebe. São portanto as formações com mais forte influência na alimentação detrítica da referida

albufeira. Na bacia do Divor correspondem a toda a área de implantação da albufeira, tendo

portanto igualmente uma influência importante na sua sedimentação.

Este Sector, segundo Oliveira et al. (1991), muito semelhante ao que se observa na Faixa

Blastomilonítica e no Anticlinal de Estremoz (com formações aflorantes na bacia de drenagem do

Maranhão), tem uma sequência litoestratigráfica complicada, condicionada por uma evolução

metamórfica complexa e onde se evidenciam 3 fases orogénicas, o que muitas vezes torna difícil,


72

ou mesmo impossível, reconhecer os litótipos originais (Araújo, 1995). Extensas zonas deste

Sector têm evidências de metamorfismo de alta pressão, que atingiu a fácies dos xistos azuis e

eclogítica, seguido de uma retrogradação geral na fácies dos xistos verdes. Este domínio apresenta

abundância de maciços intrusivos hercínicos, predominantemente ácidos no Maciço de Évora e

básicos no Complexo de Beja, considerados globalmente de idade carbónica por Sanchez-

Carretero et al. (1990). Na zona enquadrante das albufeiras de Monte Novo e Divor, apenas há a

considerar as intrusões do Maciço de Évora.

Na figura 3.9 apresenta-se a coluna estratigráfiga geral proposta para este domínio por

Oliveira et al. (1991).

A única formação deste Sector representada nas bacias de drenagem das 2 albufeiras em

estudo é a unidade do topo da sequência,ou seja, a Formação dos Xistos de Moura.

Formação dos Xistos de Moura (Ordovícico (?) - Silúrico; Albufeira de Monte Novo: formação

onde está implantada a albufeira e bacias hidrográficas das ribeiras de Bencafete (1), de Machede (2)

e rio Degebe (3); Albufeira do Divor: formação onde está implantada a albufeira e troço juzante das

ribeiras do Penedo (4) e Divor (5).

Esta designação, muito comum na bibliografia (por ex. Oliveira & Piçarra, 1986;

Carvalhosa et al., 1987; Carvalhosa & Zbyszewski, 1991; Oliveira et al., 1991; Oliveira et al.,

1992 in Araújo, 1995, Carvalhosa, 1999), é também conhecida por Complexo Vulcano-

Fig. 3.9 - Sequência estratigráfica geral do Sector de Montemor-Ficalho (extraído de Oliveira et al., 1991).


73

Sedimentar de Moura-Santo Aleixo (Piçarra et al., 1992) ou, mais recentemente, por Complexo

Filonítico de Moura (Araújo et al., 1993a).

A idade deste complexo, muito polémica dada a ausência de informação bioestratigráfica,

foi atribuída sobretudo ao Câmbrico (Carvalhosa, 1983), Ordovícico-Silúrico (?) (Carvalhosa &

Zbyszewski, 1991) e ao Silúrico (Carvalho et al., 1971; Oliveira & Piçarra, 1986).

Esta formação é constituída maioritariamente por xistos luzentes, siliciosos a sericito-

cloríticos, com abundante quartzo de exsudação e por xistos quartzo-feldspáticos, bandados,

associados a metagrauvaques ( Carvalhosa & Zbyszewski, 1991; Araújo, 1995, Carvalhosa,

1999). Todo o complexo corresponde a uma megaestrutura em sinclinal na qual os xistos quartzo-

feldspáticos constituem uma faixa muito extensa que ocupa o núcleo da estrutura. Nestas rochas

o bandado é muito pronunciado e acompanhado de intenso dobramento (Carvalhosa &

Zbyszewski, 1991, Carvalhosa, 1999). Em níveis geometricamente mais baixos, ocorre um nível

de liditos e xistos negros com poucos metros de espessura e em posições geometricamente mais

elevadas, intercalados nos xistos, para além de níveis de liditos e xistos negros, ocorrem

metavulcanitos ácidos e básicos e mesmo calcoxistos e mármores correspondentes a repetições

tectónicas de litologias do Complexo Vulcano-Sedimentar subjacente: Complexo-Vulcano-

Sedimentar de Moura-Ficalho (Araújo, 1995).

Na bacia de drenagem da albufeira de Monte Novo, os xistos sericito-cloríticos constituem

uma importante faixa de direcção aproximada NNW-SSE, limitada das rochas intrusivas por

estreitas bandas de metavulcanitos básicos. É nas rochas filíticas que está implantada toda a

albufeira constituindo, por este motivo, a litologia com maior contribuição para a composição

química, mineralógica e textural dos sedimentos depositados.

Toda a albufeira do Divor está implantada em metavulcanitos básicos, sendo pois de

esperar uma composição mais férrica dos sedimentos depositados. Os xistos apenas afloram

segundo uma pequena mancha, na sub-bacia da Ribeira do Penedo (5), que pela sua pequena

extensão deverá ter uma fraca contribuição mineralógica e geoquímica na sedimentação dos

materiais neste sistema.

Metavulcanitos Básicos O metamorfismo de alta pressão que atingiu todo o Sector de Montemor-Ficalho, é

representado na Formação dos Xistos de Moura por metavulcanitos básicos (mataperidotitos,

metapelitos, basaltos porfíricos, anfibolitos) associados às formações xistentas. Para NW,

acompanhando o aumento progressivo do grau de metamorfismo e coincidente com a área das

bacias de drenagem de Monte Novo e Divor, estas formações sofreram modificações


74

mineralógicas, apresentando associações características de fácies anfibolítica (clinopiroxena,

granada, diópsido, horneblenda verde) (Carvalhosa, 1983, 1999). Com efeito, na zona envolvente

das albufeiras em estudo, os metavulcanitos básicos são cartografados por Carvalhosa &

Zbyszewski, 1991) como anfibolitos.

Nesta área, a sua distribuição por 2 faixas, com intercalações subordinadas de xistos e

micaxistos, parece corresponder aos flancos de uma estrutura em sinclinal, conforme o modelo

proposto por Carvalhosa & Zbyszewski (1991). De acordo com os mesmos autores, estas rochas

são maciças, muitas vezes bandadas e no bordo SE da bacia de Monte Novo encontram-se

associadas a metavulcanitos ácidos.

Metavulcanitos Ácidos Na carta geológica na escala 1/50000, folha 40-B de Reguengos de Monsaraz, estas

formações foram cartografadas como granodioritos gnáissicos, possivelmente devido ao elevado

grau de deformação e recristalização que possuem.

Têm uma representação muito escassa na zona em estudo, apenas como uma pequena

mancha a SE da bacia de drenagem da albufeira de Monte Novo, na sub-bacia da ribeira de

Bencafete (1). São rochas félsicas cujo principal constituinte é o quartzo, seguido de sericite e

plagioclase, regra geral em pequena quantidade. Poderão ainda surgir epídoto, carbonatos e

opacos. Este estudo mineralógico acompanhado por estudo petrográfico, levado a cabo por

Araújo (1995), permitiu identificar alguns destes metavulcanitos como milonitos, protomilonitos e

rochas quartzo-sericíticas com texturas primárias do tipo tufo-brecha.

ii) CENOZÓICO-DEPÓSITOS DE COBERTURA Na área em estudo, os depósitos de cobertura afloram numa pequena extensão do sector

Sul da bacia de drenagem de Monte Novo, que apenas compreende a sub-bacia da ribeira de

Bencafete (1).

Estes depósitos, cartografados na Carta Geológica na escala 1/500000 como depósitos de

idade miocénica, são referidos na Carta Geológica 1/50000, Folha 40-B de Reguengos de

Monsaraz, como depósitos de cascalheira do tipo "ranha" de idade plio-plistocénica. São

constituídos por calhaus de quartzo com matriz argilosa rica em elementos ferruginosos, com

impregnações calcárias na parte inferior. Assentam sobre substrato paleozóico ou sobre depósitos

de arenitos, argilas e/ou calcários concrecionados ou apinhoados, atribuídos ao Miocénico e

Paleogénico indiferenciados. Estes afloramentos terciários, que correspondem ao que Carvalhosa


75

(1965) designou por "grês de Moura", formam diversas manchas recortadas e separadas, uma das

quais existente no vale da ribeira de Bencafete.

iii) ROCHAS ÍGNEAS Nas bacias de drenagem das albufeiras em estudo, as rochas intrusivas estão largamente

representadas, correspondendo a todo o sector Sul, central e Nordeste na albufeira do Divor e

sectores Norte, Este e Oeste na albufeira de Monte Novo.

Os corpos ígneos estão distribuídos segundo alinhamentos magmáticos de direcção NW-

SE, paralelos às estruturas hercínicas, como aliás é comum em toda a ZOM (Carretero et al.,

1990). Segundo os mesmos autores, estes maciços ácidos, globalmente designados por granitóides,

de idade paleozóica, poderão ser contemporâneos da orogenia hercínica.

As rochas aflorantes na área em estudo, de composição calco-alcalina, são

maioritariamente constituídos por tonalitos, seguidos de granodioritos e de pequenas manchas de

granitos.

Os tonalitos, com larga expressão na área estudada, ocupam uma vasta área dos sectores

Norte e Oeste das bacias hidrográficas de Monte Novo e Divor, instalados entre as Formação de

"Xistos de Moura" e os gnaisses migmatíticos, situados fora da referida área. Fazem parte do

Maciço do Divor, maciço muito extenso e alongado, homogéneo, quase exclusivamente de

composição tonalítica (Carvalhosa, 1999). São rochas intermédias, não porfiróides e

habitualmente deformadas, denotando gnaissosidade mais ou menos pronunciada.

As rochas granodioríticas, que ocupam uma importante mancha no sector leste da bacia de

Monte Novo, fazem parte do Maciço eruptivo de S. Miguel de Machede. Este maciço intrusivo,

alongado e concordante com as estruturas regionais, implantou-se ao nível da Formação da Ossa,

em terrenos de grau metamórfico elevado (Carvalhosa et al., 1987). As rochas que constituem este

maciço são predominantemente granodioríticas, intimamente associadas a quartzodioritos e

incluem afloramentos de metassedimentos onde é frequente a fácies corneânica. Em resultado da

intensa deformação, os minerais constituintes destas rochas estão reorientados e recristalizados,

conferindo a estes granitóides uma textura gnáissica, mais ou menos acentuada.

De entre as rochas intrusivas, as rochas graníticas são as que têm menor representação nas

bacias de drenagem das albufeiras em estudo, aflorando apenas segundo pequenas manchas a NE

da albufeira do Divor, na bacia da Ribeira da Cruz (6) e a Norte da bacia do Rio Degebe (3), na

albufeira de Monte Novo. Na área estudada, constituem pequenos afloramentos em associação

com rochas quartzo-dioríticas e granodioríticas e que representam normalmente intrusões sub-


76

concordantes com as estruturas tardi-hercínicas. São geralmente granitos de grão médio, biotíticos,

com composição calco-alcalina e que denotam ter sofrido cataclase (Carvalhosa, 1999).

3.1.1.3 Conclusões I- Albufeira do Maranhão Considerando as quatro bacias hidrográficas em que dividimos a bacia de drenagem da

albufeira do Maranhão e a constituição das diferentes formações encaixantes, é possível concluir

que:

• Existe uma grande variedade geológica na bacia de drenagem, facto que conduz à

sedimentação de materiais muito diversos no que diz respeito à composição textural,

mineralógica e química. Contrariamente aos restantes sistemas em estudo, a diversidade de

litologias também se verifica na zona de implantação da albufeira, facto que maior

contribuição terá na variedade sedimentológica dos materiais depositados. A distribuição

das diversas litologias aflorantes na zona envolvente das redes hidrográficas das 4 principais

linhas de água, não é uniforme, pelo que a mineralogia e geoquímica dos sedimentos

depositados ao longo do sistema, não deverá ser homogénea.

• As bacias hidrográficas são maioritariamente constituídas por formações precâmbricas e

paleozóicas formadas por uma grande variedade de metassedimentos: xistos, xistos

pelíticos, grauvaques, quartzitos, conglomerados, rochas carbonatadas, com frequentes

intercalações de metavulcanitos ácidos a básicos.

• As rochas carbonatadas (calcários e dolomitos) afloram preferencialmente nas bacias das

ribeiras de Avis e Alcôrrego, associadas ao Anticlinal de Estremoz e, no caso da ribeira de

Alcôrrego, associadas também a depósitos quaternários, relacionados provavelmente com

fenómenos de carsificação do referido anticlinal.

• As formações de cobertura, essencialmente detríticas, formam uma estreita faixa

descontínua, no sector Oeste das quatro principais linhas de água. Os afloramentos de

maior extensão são registados nas bacias das ribeiras de Alcôrrego e Sarrazola, tendo uma

representação muito reduzida na bacia da ribeira de Avis. A pequena extensão de

formações detríticas pouco consolidadas e, portanto, mais susceptíveis a processos de

erosão e transporte constitui, possivelmente, uma das razões para o facto desta última

bacia não representar a maior fonte de materiais detríticos para o interior da albufeira,

embora contribua para um maior fluxo de entrada de água.


77

• As rochas ígneas de composição ácida e intermédia estão largamente representadas na

região estudada. Constituem maciços essencialmente graníticos (associados a dioritos,

gabros, sienitos) preferencialmente instalados no sector Norte da bacia da ribeira da Seda,

onde apresentam composição geoquímica muito diversificada e na bacia da ribeira de Avis,

apresentando aqui uma composição essencialmente biotítica.

• As rochas ígneas de composição básica e ultrabásica surgem sob a forma de pequenos

maciços de composição essencialmente gabróica, instalados na margem NE da bacia da

ribeira de Sarrazola (onde aflora o maciço de dimensões mais importantes) e na bacia da

ribeira de Avis.

• Sob o ponto de vista de litologia, a bacia da ribeira de Avis é a que apresenta maior

diversidade, englobando praticamente todos os tipos litológicos presentes na área estudada,

facto que vai permitir a sedimentação de materiais muito variados sob o ponto de vista

geoquímico, mineralógico e granulométrico. Em termos relativos, a bacia da ribeira de

Alcôrrego é a que possui maior componente carbonatada e detrítica.

II - Albufeiras de Monte Novo e Divor

• Nas bacias de drenagem de ambas as albufeiras há a registar uma menor diversidade

litológica relativamente à bacia da albufeira do Maranhão, consequência, em parte, de uma

dimensão significativamente inferior.

• De uma forma geral, na zona enquadrante das duas albufeiras, existem dois tipos principais

de formações (1) Formação dos "Xistos de Moura", constituídos por xistos sericito-

cloríticos e quartzo-feldspáticos, com intercalações de liditos e xistos negros, associados a

metavulcanitos ácidos (milonitos, protomilonitos e rochas quartzo-sericíticas) e básicos

(anfibolitos) e (2) rochas intrusivas granitóides de composição tonalítica, granodiorítica e

granítica.

• Pelo facto de ambas as bacias serem contíguas, as formações encaixantes têm a mesma

litologia, com maior variedade para a bacia de maiores dimensões, Monte Novo. Nos dois

sistemas hídricos, a uniformidade da distribuição das diversas litologias aflorantes nas redes

hidrográficas das principais linhas de água, contribui para uma homogeneidade

mineralógica e geoquímica dos sedimentos depositados.

• A principal diferença na composição química e mineralógica, porventura existente entre os

sedimentos depositados em ambas as albufeiras, deverá ser certamente consequência das


78

litologias onde estão implantados os referidos sistemas: a albufeira de Monte Novo está

implantada na unidade de xistos sericito-cloríticos da Formação dos "Xistos de Moura",

enquanto que a albufeira do Divor está assente em metavulcanitos básicos de composição

essencialmente anfibolítica. Será pois de esperar uma composição mais Fe-Mg nos

sedimentos depositados nesta última albufeira.

• Os depósitos de cobertura são muito escassos e os que afloram, apenas na bacia da ribeira

de Bencafete na albufeira de Monte Novo, são principalmente depósitos de cascalheira do

tipo "ranha" constituídos por calhaus de quartzo com matriz argilosa rica em elementos

ferruginosos. Face à pequena extensão e à baixa susceptibilidade de erosão e transporte de

materiais desta natureza, não será de esperar um significativo transporte de materiais

grosseiros para o interior de ambos os sistemas, pelo que os sedimentos deverão ter uma

componente granulométrica essencialmente silto-argilosa (e rica em ferro).

• Dada a extensa mancha de formações granitóides em ambas as bacias, deverá existir uma

importante contribuição de elementos alcalinos, com distribuição idêntica nas duas

albufeiras. O cálcio de origem geológica será contudo baixo, pela inexistência de rochas

carbonatadas em toda a zona enquadrante, apenas existindo eventualmente impregnações

calcárias na parte superior dos depósitos do tipo "ranha", referidos no parágrafo anterior.

• Embora exista uma grande homogeneidade na distribuição dos litótipos encaixantes, a

bacia da ribeira de Bencafete na albufeira de Monte Novo, é a que apresenta maior

diversidade geológica, ao englobar formações xistentas, metavulcanitos ácidos e básicos,

rochas ígneas de natureza granodiorítica e depósitos detríticos.

3.1.2 Albufeiras Brasileiras: Passo Real e Capingüi 3.1.2.1 Considerações Gerais

A importância do estudo comparativo entre os sedimentos das albufeiras de Passo Real e

Capingüi e os das albufeiras portuguesas referidas no ponto anterior reside fundamentalmente em

3 pontos: (1) grande diversidade entre as litologias enquadrantes das bacias de drenagem dos dois

conjuntos de sistemas hídricos, (2) processos de alteração dessas mesmas litologias, muito mais

intensos no clima sub-tropical brasileiro e (3) teste de processos em situações diferentes, com

interesse na avaliação da generalidade dos sedimentos sob o ponto de vista agrícola. Devido à

intensidade dos processos meteóricos, os afloramentos rochosos relativamente aos solos de


79

cobertura são muito escassos, sendo portanto estas últimas unidades, as maiores fontes dos

materiais depositados nas albufeiras. Por todos estes factores, os sedimentos das albufeiras de

Passo Real e Capingüi deverão apresentar grandes variações na composição textural, mineralógica

e química, relativamente aos das albufeiras portuguesas. As bacias de drenagem das duas albufeiras são maioritariamente constituídas por rochas

basálticas toleíticas de idade jurássica-cretácica (Formação de Serra Geral), sobrepostas por

pequenos afloramentos de rochas detríticas de idade terciária, constituídos por conglomerados e

arenitos conglomeráticos sobre os quais se depositaram formações pouco consolidadas de arenitos

finos a médios, argilosos (Formação de Tupanciretã). As rochas basálticas (basaltos, andesitos

basálticos), provenientes de sucessivos derrames magmáticos do tipo fissural, têm intercalações de

rochas diabásicas e arenitos, com associações de vulcanitos ácidos e intermédios.

Toda a zona em estudo pertence ao sector SE da plataforma Sul-Americana e de entre as

duas unidades elementares que a constituem, Escudo Atlântico, a Este, e Bacia do Paraná, no

sector central e Oeste, inclui-se nesta última (Fig. 3.10).

A Bacia do Paraná é uma bacia sedimentar intracratónica, de idade ordovícica-silúrica, de

grandes dimensões (no Brasil ocupa aproximadamente uma área de 1 200 000 km2), com orientação

NNW segundo o seu eixo maior (Schobbenhaus & Almeida Campos , 1984). Nesta bacia, que

marca um estádio de estabilidade da plataforma Sul-Americana, acumularam-se sequências de

sedimentos marinhos, seguidos de sedimentos continentais, num ambiente pouco perturbado por

fenómenos tectónicos, os quais, no seu conjunto, não sofreram metamorfismo ou dobramentos.

Fig. 3.10 - Divisão tectónica da América do Sul e situação do Brasil na plataforma Sul- Americana. A plataforma Sul-Americana é composta por um soco pré-câmbrico (a) exposto em três grandes escudos e separados entre si por coberturas fanerozóicas (b). Extraído de Schobbenhaus & Almeida Campos (1984).


80

Dentro desta grande unidade, as bacias hidrográficas das albufeiras de Passo Real e Capingüi

ocupam um sector limitado por dois arcos, também eles a marcarem o estádio de estabilização e

com lenta movimentação ascendente desde o Silúrico (Schobbenhaus & Almeida Campos ,

1984), a Sul, o Arco do Rio Grande do Sul e a Norte, o Arco de Ponta Grossa, ambos com eixo

dirigido para Noroeste, para o interior da bacia (Fig. 3.11).

No final do Jurássico iniciou-se um evento tectono-magmático de grande importância, o

evento Sul-Atlantiano, caracterizado por um intenso magmatismo toleítico, tendo sido preservados

os derrames vulcânicos sobretudo nesta grande bacia. Estes derrames, de vulcanismo fissural, foram

originados por diferentes pulsações magmáticas penecontemporâneas, de geoquímica variável,

levando à formação de rochas basálticas com distinta composição química (Peate et al., 1992;

Gomes, com. pess., 1999). As fracturas profundas por onde ascenderam estes derrames foram

abertas durante o evento de abertura do Oceano Atlântico Sul (Peate et al., 1992).

Na região ocupada pelas bacias de drenagem das albufeiras em estudo, os extensos derrames

de basaltos toleíticos e andesitos basálticos (que correspondem a mais de 90% do magmatismo na

Bacia do Paraná, Peate et al., 1992) têm intercalações de arenitos, estando-lhes associados filões de

diabases, rochas vulcânicas ácidas e intermédias. Os derrames de tipo basáltico foram os primeiros e

são os mais extensos da sequência, localizando-se ao longo de toda a área da Bacia do Paraná

(Favilla et al., 1998). O vulcanismo de filiação ácida e intermédia, com posição estratigráfica

contemporânea e que se sucede imediatamente às primeiras manifestações basálticas tem, na Bacia

do Paraná, uma distribuição igualmente ampla mas de muito menor extensão (Schobbenhaus &

Fig. 3.11 - Localização das bacias hidrográficas das albufeiras de Passo Real e Capingüi na Bacia de Paraná. Adaptado de Schobbenhaus & Almeida Campos (1984).


81

Almeida Campos , 1984; Favilla et al., 1998). Na zona estudada, porém, as ocorrências vulcânicas

ácidas são descontínuas e recortadas por processos erosivos. Todo este conjunto constitui a

designada Formação de Serra Geral, datada do Jurássico-Cretácico, a qual pertence ao Grupo de S.

Bento (que engloba todas as formações triásicas-cretácicas da Bacia do Paraná) e que constitui a

quase totalidade das litologias aflorantes nas bacias de drenagem das 2 albufeiras. Esta formação

representa a maior manifestação de vulcanismo conhecida no globo e sob esta designação são

incorporadas todas as lavas de idade mesozóica. Este magmatismo recobre mais de 1200000 Km2

nos Estados do Sul e centro do Brasil, atingindo igualmente o Nordeste do Uruguai e Argentina e o

Sudeste do Paraguai. No entanto, Roisenberg et al. (1980) consideram que durante o período

mesozóico houve manifestações magmáticas de distintos ambientes geotectónicos, os quais

originaram diferentes estilos de evolução. Trabalhos levados a cabo por Moraes et al. (1992)

revelaram o aparecimento de rochas ácidas e intermédias tanto no topo como na base da coluna da

Formação de Serra Geral. Tais ocorrências sugerem que a efusão do magma ácido e intermédio não

representa um evento limitado no tempo e posterior ao magmatismo básico, mas que se manifestou

durante toda a época do magmatismo de Serra Geral. Anteriormente designada pelo termo genérico

de "Basaltos" da Bacia do Paraná, a Formação de Serra Geral tem sido recentemente alvo de estudos

geoquímicos detalhados (Mantovani, 1992; Peate et al., 1992) que permitiram estabelecer

diferenciações várias nas litologias basálticas. Também a grande variedade de tipos de rochas ácidas

e intermédias observadas em pequenas distâncias, aliada à forma dos derrames e topografia da área

de ocorrência, sugerem origem a partir de repetidas efusões de lavas em áreas de vulcanismo do tipo

central (Moraes et al., 1992).

Em áreas da plataforma Sul-Americana que (1) não formaram grandes depressões por

falhamento da região costeira actual, durante a fase de intensa reactivação da plataforma ocorrida

no Meso-Cenozóico e que (2) não foram cobertas por acção de transgressões marinhas, processou-

se uma lenta sedimentação continental, que iniciando-se no final do Cretácico, prosseguiu por todo

o Cenozóico (Schobbenhaus & Almeida Campos , 1984). Em algumas zonas das bacias de

drenagem em estudo, sobre os basaltos toleíticos da Formação de Serra Geral depositaram-se

conglomerados e arenitos conglomeráticos com clastos de natureza basáltica. Sobre estas formações

clásticas depositaram-se arenitos finos a médios, argilosos, que constituem actualmente formações

pouco consolidadas, cobertas por material areno-argiloso não consolidado. Este conjunto

sedimentar constitui a Formação de Tupanciretã, datada do Terciário Inferior e relacionada com

um evento evolutivo da Orogenia Andina (Favilla et al., 1998). Esta formação de sedimentos

clásticos terrígenos predominantemente avermelhados, forma uma faixa de direcção SW-NE que

assenta discordantemente sobre os basaltos (Favilla et., 1998). Na região em estudo, localiza-se


82

preferencialmente no sector Oeste da bacia de drenagem da albufeira de Passo Real e forma uma

pequena mancha na zona mais a montante da bacia da albufeira de Capingüi.

Na figura 3.12 (A) e (B) estão representadas as principais formações aflorantes nas bacias

de drenagem das albufeiras de Passo Real e Capingüi. Embora a litologia seja pouco variada e de

distribuição mais ou menos uniforme nos dois sistemas, existem algumas variações nas sub-bacias

das principais linhas de água responsáveis pelo escoamento em cada albufeira.

As bacias de drenagem das duas albufeiras, embora sem grande proximidade geográfica

(aproximadamente 170 km) e com dimensões muito distintas, têm uma geologia enquadrante

idêntica. Em ambas afloram apenas duas formações, Formação de Serra Real, de composição

maioritariamente basáltica e Formação de Tupanciretã, de natureza detrítica. A natureza dos

litótipos onde estão implantadas as albufeiras é, porém, distinta, o que poderá justificar quaisquer

variações químicas e mineralógicas nos sedimentos de fundo; ambos os sistemas estão encaixados

Fig 3.12 (A) e (B) - Enquadramento Geológico das bacias de drenagem das al-bufeiras de Passo Real e Capingüi (mapas adaptados da carta geológica da Bacia Hidrográfica do Guaíba - Folhas SH.22-V-A- Cruz Alta, SH.22-V-B-Passo Fundo e SH.22-V-C-Santa Maria, à escala 1/250000 editada em 1998 pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM), Serviço Geológico do Brasil).

Passo Real


83

na Formação de Serra Real, constituída por basaltos toleíticos em Passo Real e vulcanitos ácidos

em Capingüi. Considerando cada bacia hidrográfica, existe uma certa uniformidade litológica nas

sub-bacias responsáveis pelo escoamento, o que terá como consequência uma homogeneidade

granulométrica, mineralógica e química dos materiais depositados ao longo de cada albufeira. Com

base nos mapas anteriores são, contudo, evidentes algumas variações na distribuição dos litótipos,

sendo possível definir zonas de influência distintas:

1. Albufeira de Passo Real: Cada um dos tipos de rochas vulcânicas (básicas e

ácidas/intermédias)apresenta área de ocorrência bem delimitada. O rio Jacui, onde está

implantada a albufeira é uma fronteira natural que demarca aproximadamente o limite entre os

2 tipos (Moraes et al., 1992): as básicas aparecem à direita do rio e as ácidas à esquerda. Os

basaltos do tipo Pitanga-Paranapanema apenas afloram, em pequena extensão, cobertos em

parte pelos arenitos e conglomerados areníticos da Formação de Tupanciretã, nas zonas mais a

montante das sub-bacias situadas a Norte: 2, 3, 4 e 5. A presença desta formação detrítica é

mais evidente no sector Oeste, na sub-bacia 1, onde forma vastos depósitos de cobertura

sobre as formações basálticas do tipo Gramado, chegando muito próximo da margem SW da

albufeira. As rochas vulcânicas ácidas têm a sua zona de alimentação na parte Leste: bacias 6

e 7. A formação com maior influência na alimentação detrítica desta albufeira é a formação

basáltica de Gramado, a qual, para além de constituir o litótipo onde está implantada a

albufeira, é a formação com maior expressão em toda a rede de drenagem.

2. Albufeira do Capingüi: o sector Este da albufeira apenas sofre influência de vulcanitos

ácidos, litologia onde está implantado o sistema e único representado neste sector da rede de

drenagem. O sector Oeste, também fortemente influenciado pelas rochas de filiação ácida, é

limitado em toda a sua extensão, por basaltos do tipo Gramado e por uma pequena mancha de

cobertura detrítica na zona mais a montante da bacia.

A génese dos sedimentos depositados no fundo das albufeiras só poderá ser compreendida

se considerarmos (1) a sua composição química e mineralógica, (2) a natureza das formações que

lhes estão na origem e (3) os principais processos de meteorização actuantes face às condições

climáticas prevalecentes. Por forma a facilitar este estudo, a composição mineralógica das

formações que fazem parte das redes de drenagem dos sistemas em estudo, sempre que disponível

na bibliografia consultada, é apresentada na tabela 3.3.


84

3.1.2.2 Litoestratigrafia

i) FORMAÇÃO DE SERRA GERAL Formação dominante em toda a zona enquadrante das albufeiras em estudo é, como já se

referiu, maioritariamente constituída por rochas basálticas toleíticas (basaltos, andesitos

basálticos) de idade jurássica-cretácica, provenientes de sucessivos derrames magmáticos do tipo

fissural. Estas rochas têm intercalações de rochas diabásicas e arenitos e associações com

vulcanitos ácidos e intermédios. Segundo Peate et al. (1992) existe uma divisão química natural

entre as rochas vulcânicas ácidas e básicas, baseada no teor de SiO2: "basaltos" (SiO2 < 60%) e

"riolitos" (SiO2 > 64%).

(1) Rochas Basálticas Os dados litológicos (características texturais, cristalinidade, formação de vesículas) das

lavas de cada nível dos derrames de Serra Geral dão um perfil clássico de acordo com o tempo de

arrefecimento da lava na "Fissura Torres-Posadas" (alinhamento estrutural Brasil-Argentina

coincidente com a abertura do Atlântico, Jurássico-Cretácico), segundo Peate et al. (1992),

Scopel et al. (1995) e Gomes (com. pess., 1999):

(a) Zona amigdalóide

(b) Zona de fracturação vertical

(c) Zona de fracturação horizontal

(d) Zona vítrea

(e) Arenitos Botucatu (eólicos) com estratificação cruzada (clima desértico)

(a) A zona amigdalóide corresponde à parte superior do derrame, tendo os seus minerais

um papel muito importante na formação do solo, em especial os da família da sílica, que

Fig. 3.13 - Perfil do derrame "Basáltico" na Bacia do Paraná, de acordo com Gomes (com. pess., 1999).


85

permanecem inalterados, formando frequentemente níveis de cascalho. As cavidades formadas

pelo aprisionamento de gases do magma, são preenchidas por zeólitos, calcedónia, clorite, quartzo

e calcite, originando por alteração, neste último caso, solos ricos em cálcio. É uma zona de grande

produção de ametistas e ágatas, que constituem uma das principais riquezas minerais do Estado

do Rio Grande do Sul.

(b) A zona de fracturação vertical corresponde ao centro do derrame. É constituída por

basalto com textura grosseira e intenso fracturamento vertical. As fracturas são abertas em

resultado da boa permeabilidade da rocha, por infiltração de água.

(c) A zona de fracturação horizontal é caracterizada por basaltos de textura microcristalina

com densa rede de fracturas horizontais.

A preencher estas fracturas dos basaltos (verticais e horizontais) existem frequentes diques

e filões de rochas diabásicas, com composição mineralógica semelhante à do encaixante. A

alteração destes litótipos é responsável, pelas manchas de solos vermelhos dispersas na Formação

de Serra Geral.

(d) A zona vítrea é constituída por basalto não cristalizado, alterado, com produção de

abundantes minerais argilosos.

Tendo os derrames basálticos sido originados por diferentes pulsações magmáticas

penecontemporâneas, nesta região ocorreram dezenas de derrames sobre outros já consolidados e

estruturados, de geoquímica variável, resultando um empilhamento de lavas com pequenas

variações de idade e com espessuras que chegam a atingir 1500 m (Favilla et al., 1998; Gomes,

com.pess., 1999). Estudos recentes como os de Peate et al. (1992), baseados nas variações

químicas das rochas basálticas, propuseram a sua divisão em unidades sobrepostas, como a

apresentada na Fig. 3.14.

Considerando que na Bacia do Paraná o magmatismo, com o tempo, se moveu em direcção

a Norte, e tendo em conta as semelhanças geoquímicas e relações estratigráficas entre os

diferentes tipos de magmas, estes autores propuseram a divisão do magmatismo nesta grande bacia

em dois principais centros (Fig. 3.15): (1) um a Sul, mais antigo, que compreende os tipos

Gramado, Esmeralda e Urubici e (2) um a Norte, mais recente, formado pelos tipos Pitanga,

Paranapanema e Ribeira.


86

Fig. 3.15 - Secção esquemática segundo a direcção N-S, ilustrando a estratigrafia interna de uma pilha de lavas na Bacia do Paraná. As relações estratigráficas entre os diferentes tipos de magmas sugerem migração do magmatismo em direcção a Norte. Adaptado de Peate et al. (1992).

De notar na figura anterior, a intercalação de rochas provenientes de magmas riolíticos nas

unidades mais antigas. Os minerais secundários provenientes da alteração das diferentes unidades

ainda se encontra em fase de estudo. Porém, o conhecimento das diferenciações químicas nos

basaltos, permite desde já tecer considerações mais amplas sobre as variações químicas

encontradas nos solos provenientes da sua meteorização.

De entre todas as unidades que afloram na Bacia do Paraná, a Unidade de Esmeralda é a

única que não tem representação nas bacias de drenagem das albufeiras em estudo.

Fig. 3.14 - Estratigrafia química das lavas do Paraná. Classificação dos diferentes tipos de magmas. Adaptado de Peate et al. (1992).


87

Embora com algumas variações químicas, as rochas basálticas têm uma composição

mineralógica bastante homogénea, dominada por plagioclases cálcicas e piroxenas (augite,

pigeonite), seguidas em menor quantidade por magnetite, horneblenda, apatite e vidro (Lucas dos

Santos et al., 1984; Menegotto & Gasparetto, 1987, Schenato et al., 1995; Scopel et al., 1995;

Gomes, com. pess., 1999).

(2) Rochas vulcânicas ácidas

Os vulcanitos de filiação ácida variam a sua composição entre os dacitos e riolitos, com

ampla dominância de riodacitos (Menegotto & Gasparetto, 1987; Moraes et al., 1992). É

frequente a presença de vidro vulcânico. Com base nos teores de elementos traço incompatíveis, foi

possível, à semelhança das rochas vulcânicas básicas, distinguir grupos (Chapecó, Palmas) e sub-

grupos (Peate et al., 1992). As vulcânicas ácidas do grupo Palmas, com largo domínio, são as

únicas representadas na área das bacias de drenagem em estudo.

Os riólitos têm uma textura em que os cristais de plagioclase, piroxena, anfíbola e magnetite

estão envolvidos numa matriz micrográfica composta por intercrescimentos de quartzo e feldspato

alcalino (que constituem a maior parte da rocha), segundo Menegotto & Gasparetto (1987) e

Peate et al. (1992). A ocorrência de quartzo restrita apenas à matriz, aponta para uma origem

destas rochas por processos de fusão superficial da crosta (Lucas dos Santos et al., 1982).

O vidro vulcânico, para além de uma composição dominada por vidro, tem diminutos e

dispersos cristais de plagioclase e de piroxena. Também podem ocorrer, em proporções variáveis,

magnetite e quartzo (Menegotto & Gasparetto, 1987, Moraes et al., 1992).

(3) Rochas vulcânicas intermédias

Este conjunto compreende rochas de natureza e composição que varia entre os quartzo-

andesitos e quartzo-traquitos, com ampla dominância de latitos. A diferença mais acentuada

relativamente ao grupo anterior é a menor presença de intercrescimentos de quartzo e feldspato na

matriz.

ii) FORMAÇÃO DE TUPANCIRETÃ Este conjunto detrítico, de provável origem continental fluvial-lacustre, forma coberturas

pouco consolidadas sobre os basaltos toleíticos da Formação de Serra Geral, chegando a atingir

uma espessura de 80 metros (Lucas dos Santos et al., 1984). É constituído por conglomerados


88

na base, seguidos de arenitos conglomeráticos, arenitos diversos e intercalações de argila (Favilla

et al., 1998).

Os conglomerados e arenitos conglomeráticos depositados sobre as rochas básicas da

Formação de Serra Geral, são constituídos por clastos de natureza basáltica e quártzica,

distribuídos numa matriz arenosa. Sobre estas formações clásticas existem arenitos de

granulometria fina a média, de matriz argilosa, mal consolidados e ainda mal classificados (Lucas

dos Santos et al., 1984). A mineralogia deste conjunto é semelhante à dos basaltos que lhe estão

na origem, associada à presença de quartzo. Estes depósitos estão ainda cobertos por materiais

areno-argilosos não consolidados, de entre os quais argilas vermelhas e amarelas de carácter

plástico.

A actual posição dos sedimentos da Formação de Tupanciretã, com altitudes que chegam a

atingir o 1000 metros e dissecados pela drenagem, indica um levantamento de carácter regional

ocorrido durante o Terciário (Favilla et al., 1998).

Existem poucas referências quanto à composição mineralógica da fracção argilosa destes

depósitos de cobertura, essenciais para o conhecimento da sua contribuição na alimentação

detrítica das albufeiras e dos processos de transformação que neles poderão ocorrer por processos

meteóricos. Contudo, tendo em conta que (1) a sedimentação na Bacia do Paraná é

predominantemente detrítica, com grande domínio de minerais como a ilite e clorite sobre os

restantes (Ramos & Formoso, 1975), (2) a principal fonte dos materiais constituintes desta

formação é de natureza básica, maioritariamente rochas basálticas toleíticas, acompanhadas de

rochas vulcânicas efusivas ácidas e intermédias (riolitos, dacitos), cujo principal produto de

meteorização é a esmectite (Ramos & Formoso, 1975; Gomes, 1988, Moore & Reynolds,

1997) e (3) a topografia não é muito acentuada, contribuindo para uma ligeira diminuição da

intensa drenagem, característica de um clima da características sub-tropicais, como o da região,

poder-se-à levantar a hipótese da seguinte composição da fracção argilosa da Formação de

Tupanciretã:

§ Na área estudada, os minerais argilosos constituintes desta formação, deverão ser

principalmente herdados das áreas fonte. Em algumas situações poder-se-à admitir a

existência de transformações e neoformações devidas a processos diagenéticos, à

semelhança das restantes formações sedimentares da Bacia do Paraná de idade paleozóica e

mesozóica, estudadas por Ramos & Formoso (1975). Assim e tendo em conta a

mineralogia destas formações mais antigas, os minerais dominantes deverão ser a ilite,

clorite e interestratificados do tipo ilite-esmectite, seguidos de menores quantidades de

caulinite, montmorilonite e corrensite (0.5 Cl - 0.5 E, reg.).


89

§ A interestratificação entre a ilite e a esmectite poderá ter origem na alteração da ilite, por

diminuição da sua cristalinidade, fenómeno comum em clima favorável à meteorização e

relevo pouco acentuado, condições existentes na região em estudo. Estas condições,

associadas a um ambiente fluvial, atribuído por diversos autores à deposição destes

depósitos de cobertura (Lucas dos Santos et al., 1984), deverão igualmente ser os

responsáveis pela formação de caulinite. O facto deste mineral não predominar sobre os

restantes, porém, atesta uma drenagem mais moderada do que a comum em climas deste

tipo. A montmorilonite, embora com teores mais baixos relativamente aos minerais argilosos

de origem detrítica, deverá estar sempre presente, tal como foi observado por Ramos &

Formoso (1975) nas formações sedimentares paleozóicas e mesozóicas acima referidas, na

região Oeste do Rio Grande do Sul.

3.1.2.3 Conclusões

Tendo em conta as principais formações enquadrantes das albufeiras de Passo Real e

Capingüi e a sua distribuição nas respectivas bacias de drenagem, poder-ser-se-à concluir que:

• Existe uma significativa diferença relativamente à geologia enquadrante das albufeiras

portuguesas. Esta diferença, associada a um clima muito distinto, responsável por intensos

processos de meteorização das rochas, conduzirá à formação de diferentes produtos de

meteorização, devendo os materiais transportados e depositados no interior destes sistemas,

apresentar consideráveis variações relativamente à composição textural, mineralógica e

química. Outro factor a considerar, em consequência da forte meteorização, é a escassez de

afloramentos rochosos relativamente aos solos de cobertura, constituindo estes últimos a

fonte mais importante dos materiais depositados.

• A litologia que serve de fonte aos sedimentos depositados nas albufeiras é muito pouco

variada, sendo assim de esperar uma composição bastante uniforme desses mesmos

materiais. Em ambas as bacias de drenagem afloram apenas duas formações: (1) Formação

de Serra Geral, constituída principalmente por basaltos toleíticos com intercalações de

rochas diabásicas e arenitos e associação a vulcanitos ácidos e intermédios e (2) Formação

de Tupanciretã, formação detrítica de conglomerados e arenitos conglomeráticos, com

depósitos pouco consolidados de arenitos argilosos cobertos por material areno-argiloso não

consolidado. Nesta baixa diversidade geológica há que ter em conta, para além da


90

grande extensão das formações consideradas, a simplificação decorrente da pequena escala

dos mapas geológicos utilizados neste estudo.

• Embora a geologia enquadrante seja idêntica nas duas bacias de drenagem, deixando

antever uma homogeneidade na composição dos materiais depositados, a natureza dos

litótipos onde estão implantadas as albufeiras é distinta, o que poderá justificar variações

químicas e mineralógicas que possam eventualmente existir nos sedimentos. Ambos os

sistemas estão encaixados na Formação de Serra Geral, representada em Passo Real por

basaltos toleíticos e em Capingüi por vulcanitos ácidos. É assim de esperar uma

composição química mais ácida nos sedimentos depositados neste último sistema.

• Os basaltos toleíticos, dominantes em toda a zona estudada, foram originados por

diferentes pulsações magmáticas penecontemporâneas, de geoquímica variável, o que

permitiu estabelecer diferenciações variadas nas litologias basálticas. Tal diferenciação

litológica, associada à actuação de diversos mecanismos de alteração, origina solos com

distintas composições. Estes factores terão como consequência variações químicas nos

diferentes sedimentos depositados nas albufeiras.

• As zonas de maior influência da formação detrítica de Tupanciretã, são os sectores Sul e

Oeste da bacia de drenagem de Passo Real, onde manchas de arenitos argilosos e arenitos

conglomeráticos se estendem quase até às margens da albufeira. Os sedimentos de fundo

depositados perto destas zonas, deverão ter maior componente grosseira. Nas restantes

sub-bacias desta albufeira e em Capingüi, estes depósitos de cobertura formam uma estreita

faixa nos sectores mais a montante. Não tendo esta região um relevo acentuado, é provável

que os cursos de água não tenham competência suficiente para o transporte dos materiais

mais grosseiros até ao interior dos sistemas devendo, portanto, a maioria dos materiais

depositados, ter importante componente de granulometria fina.

3.2 Caracterização Geral dos Principais Tipos de Solos nas Bacias de Drenagem das Albufeiras em Estudo

3.2.1 Albufeiras Portuguesas: Maranhão, Monte Novo e Divor As características litológicas das zonas enquadrantes das albufeiras, que variam entre um

quimismo ácido a básico, associadas a declives de forma geral baixos, contribuem para que os solos

sejam uma fonte muito importante dos materiais detríticos e solúveis entrados nestes sistemas. A


91

sua contribuição relativamente à das rochas encaixantes depende, porém, da sua espessura.

Segundo Margalef (1976), em zonas de solos delgados, independentemente das suas características

químicas e físicas, a composição dos materiais depositados nas albufeiras é mais fortemente

influenciada pelas rochas encaixantes do que em zonas de solos desenvolvidos.

Face à importância dos solos das bacias de drenagem na alimentação detrítica destes

sistemas, a partir da carta de solos à escala 1:1000000 do Atlas do Ambiente e de um estudo

efectuado por Barbosa (1987) baseado em cartas de solos à escala 1:50000 (Classificação

Portuguesa), apenas para as bacias de Monte Novo e Divor, fez-se uma análise sumária dos

principais tipos de solos aflorantes. Consideraram-se algumas das características químicas e físicas

com papel mais determinante na avaliação da susceptibilidade dos solos à erosão e na entrada de

materiais detríticos ou solúveis na albufeiras. A caracterização pedológica da zona enquadrante dos

sistemas de mais pequena dimensão (Monte Novo e Divor) foi efectuada de forma mais detalhada,

dada a existência de trabalhos de pormenor realizados na zona. Tendo em conta que a cartografia

de base utilizada (Carta de Solos do Atlas do Ambiente à escala 1:1000000) é baseada na

Classificação da FAO (1988), fez-se a correpondência das diversas unidades identificadas para a

Classificação Portuguesa, por forma a uniformizar todos os dados consultados.

Classificação Portuguesa

(1974) Classificação da FAO

(1988) Solos Mediterrâneos Luvissolos Solos Litólicos Cambissolos Solos calcários Calcissolos

Cambissolo calcário

Nas três albufeiras portuguesas, ao longo dos cursos de água principais, existe deposição de

materiais, sob a forma de aluviossolos, coluviossolos e solos hidromórficos de aluviões e coluviões.

Este facto sugere significativa erosão das encostas e/ou fraca eficiência de arrastamento dos

materiais ao longo dos cursos de água, associado, em algumas zonas, a elevada dimensão dos

materiais erodidos. Este tipo de solos, com textura média a grosseira e acumulados em zonas de

declives nulos ou baixos, têm nulos ou ligeiros riscos de erosão.

Para além dos solos resultantes da acumulação de sedimentos, sobre cada litologia

desenvolveu-se um ou mais tipos de solos com características químicas e físicas específicas, os

quais, existentes em declives variáveis, apresentam riscos de erosão que vão desde o nulo a ligeiro

até ao elevado.

Através de uma análise sumária conjunta dos principais tipos de solos aflorantes nas 3

bacias de drenagem (Figs. 3.16 e 3.17), verifica-se o domínio da Ordem dos solos Argiluviados


92

pouco Insaturados, Subordens dos solos Mediterrâneos Pardos e Vermelhos ou Amarelos (segundo

Classificação Portuguesa de Solos, 1974). A estes solos e com idêntica importância, associam-se

solos Litólicos não húmicos, na bacia do Maranhão.

Os referentes à primeira Ordem, de perfil evoluído e características diversas (por terem

origem em litologias variadas), traduzem o clima com estação marcadamente seca existente em

toda a região e o relevo pouco ondulado a plano. Segundo Cardoso (1974) e Gomes (1988), o

processo pedogenético responsável pela sua formação é a lavagem ou argiluviação, que se traduz

por uma migração descendente da argila transportada pela água percolante de um horizonte eluvial

para um horizonte iluvial, formando um horizonte B árgico. Nos solos Mediterrâneos Vermelhos

ou Amarelos está ainda associada a ferruginação (envolvendo ainda uma rubefacção), apenas

existente sob condições de estação seca bem marcada. Segundo a Classificação da FAO (1988)

estes solos equivalem aos luvissolos.

Os solos Litólicos, presentes em todas as bacias e desenvolvidos a partir de diversos

materiais originários, ocorrem apenas em manchas dispersas nas albufeiras do Monte Novo e

Divor e em zonas consideravelmente mais extensas, na albufeira do Maranhão. Em qualquer dos

casos, surgem associadas a zonas de declive mais acentuado. Por esta razão e de acordo com os

autores acima referidos, são solos pouco evoluídos e relativamente delgados, resultantes apenas de

uma alteração in situ da rocha mãe. Os equivalentes a esta Ordem, de acordo com a Classificação

da FAO (1988) são os Cambissolos.

(1) Albufeira do Maranhão A bacia de drenagem desta albufeira, de maiores dimensões e com grande diversidade

litológica, tem como principais unidades pedológicas solos Mediterrâneos Pardos e Vermelhos ou

Amarelos e solos Litólicos não húmicos. Em manchas mais dispersas e derivados de litologia com

características bem definidas, há ainda a considerar solos Podzolizados e Litossolos.

Qualquer uma destas ordens de solos divide-se em subordens e/ou grupos, com

características químicas distintas, de acordo com a natureza da litologia, a qual, neste sistema,

compreende vários domínios geológicos da Zona de Ossa Morena. Conforme já se referiu no

ponto 3.1.1, cada domínio agrupa diversas unidades com idade e distribuição geográfica bem

definidas. Deste modo, atendendo à elevada heterogeneidade litológica e extensão da bacia

hidrográfica e à cartografia de pequena escala utilizada, apenas se referem os principais grupos de

solos desenvolvidos em cada domínio geológico, sobre um conjunto de formações de natureza

diversa.


93

Considerando que entre os vários domínios as unidades litológicas têm, frequentemente, a

mesma natureza petrográfica apenas diferindo a idade, sob condições topográficas idênticas, os

solos originados pertencem à mesma Ordem embora, por vezes, apresentem diferentes

composições químicas.

§ Sobre os maciços ígneos de composição ácida, que nesta bacia de drenagem correspondem às

zonas de maiores declives e onde os riscos de erosão são mais elevados, desenvolveram-se

solos de formação incipiente, pouco evoluídos e resultantes de alteração in situ – solos

Litólicos não húmicos com horizonte ócrico. Nesta bacia, estes maciços são em grande

número e apresentam diferentes composições mineralógicas e químicas, variando entre os

granitos biotíticos e os ortogneisses: (1) sobre os primeiros (que englobam o Maciço de Aldeia

da Mata, Maciço de Ervedal, Maciço de Fronteira e Maciço de S. Eulália), esta Ordem de

solos apresenta grau de saturação em bases superior a 50% (correspondem aos Cambissolos

êutricos, segundo a Classificação da FAO, 1988); (2) sobre os segundos (Maciço de

Portalegre) e sobre os granitos de 2 micas do Maciço do Carrascal, dada a composição mais

ácida destes litótipos, os solos Litólicos têm menor número de bases de troca (grau de

saturação em bases inferior a 50%). De acordo com a Classificação da FAO (1988) são

classificados como Cambissolos dístricos.

§ As rochas ígneas básicas de natureza diorítica e gabróica, à semelhança das rochas ácidas,

formam maciços eruptivos. Pela sua diferente composição mineralógica e condições

topográficas desenvolveram, por alteração, solos pertencentes a ordens distintas:

Fig. 3.16 - Principais tipos de solos desenvolvidos na bacia de drenagem da albufeira do Maranhão. Mapa extraído da Carta de Solos do Atlas do Ambiente à escala 1:1000000. Cartografia baseada na nomenclatura da FAO (1988): 1 – Litossolos êutricos, 2 – Cambissolos districos, 3 – Cambissolos êutricos (rochas eruptivas), 4 – Cambissolos crómicos calcários, 5 – Luvissolos órticos, 6 – Luvissolos rodocrómicos calcários vérticos, 7 – Luvissolos férricos, 8 – Luvissolso gleizados álbicos, 9 – Luvissolos rodocrómicos cálcicos, 10 – Luvissolos cálcicos vérticos.


94

1. Sobre os anéis gabro-dioríticos situados no interior dos granitos do M. Carrascal e sobre

o M. Vale de Maceira, dominam os solos Litólicos não húmicos pouco insaturados.

Entre estes 2 maciços os solos que se desenvolveram diferem essencialmente quanto ao

grau de saturação em bases (V): no 1º caso, V>50% (Cambissolos êutricos, segundo

Classificação da FAO, 1988) e no 2º, V<50% (Cambissolos dístricos, segundo

Classificação da FAO, 1988);

2. O M. Alter do Chão, maciço básico mais importante nesta bacia de drenagem, está

instalado na série carbonatada de Alter do Chão-Elvas e nele dominam as rochas

gabróicas olivínicas. Por estas 2 razões, os processos pedogénicos que predominam após

a sua meteorização, são a calcificação e a rubefacção, originando solos ricos em argilas

expansíveis e óxidos de ferro – Barros Castanho Avermelhados não calcários

(Vertissolos crómicos, segundo Classificação da FAO, 1988).

§ As formações paleozóicas, de natureza petrológica distinta (xistos, grauvaques, quartzitos,

vulcanitos ácidos, básicos e ultrabásicos, carbonatos, dolomitos) agrupam-se em diversos

domínios geológicos da Zona de Ossa Morena e dão origem, por alteração, à ordem de solos

dominante em toda a área de drenagem desta albufeira – solos Argiluviados pouco

Insaturados – solos Mediterrâneos. As principais diferenças entre os diversos domínios

assentam no facto de, dependendo da natureza litológica dominante, terem ou não: (1)

horizonte B árgico com acumulação de óxidos de ferro (solos Mediterrâneos Vermelhos ou

Amarelos ou solos Mediterrâneos Pardos) e (2) materiais carbonatados na sua composição

(solos Mediterrâneos Vermelhos ou Amarelos/Pardos de materiais calcários ou solos

Mediterrâneos Vermelhos ou Amarelos/Pardos de materiais não calcários).

§ Assim, considerando os vários domínios geológicos e a litologia dominante, poder-se-à

considerar como principais fontes dos vários grupos de solos:

1. Solos Mediterrâneos Vermelhos ou Amarelos derivados de materiais calcários

(Luvissolos rodocrómicos cálcicos, FAO, 1988):

v Domínio do Anticlinal de Estremoz (IV) : i) F. Mares (xistos, quartzitos, grauvaques e

vulcanitos ácidos) e F. Dolomítica (calcários dolomíticos) – Subordem Para-Barros;

ii) Complexo Vulcano-Sedimentar Carbonatado de Estremoz (mármores, vulcanitos

ácidos e básicos e rochas peralcalinas) e F. Ordovícicas e Silúricas indiferenciadas

(xistos negros e cinzentos, liditos, psamitos, vulcanitos básicos) – Subordem

Normal.


95

2. Solos Mediterrâneos Vermelhos ou Amarelos de materiais não calcários (Luvissolos

rodocrómicos, FAO, 1988):

v F. Ordovícicas e Silúricas indiferenciadas

3. Solos Mediterrâneos Pardos de materiais não calcários (Luvissolos ócricos, FAO, 1988).

Este grupo de solos, caracterizado por horizonte B de côr clara, baixo teor de matéria

orgânica e pequena espessura, divide-se em 3 sub-grupos de acordo com a sua origem:

v Domínio de Alter do Chão-Elvas (II): i) F. Fatuquedo (xistos, grauvaques, arenitos,

conglomerados), ii) F. Vila Boim (xistos, grauvaques, arenitos, vulcanitos ácidos e

básicos) e iii) Complexo Vulcano-Sedimentar da Terrugem (xistos, vulcanitos ácidos

e básicos, rochas peralcalinas).

v Domínio da Faixa Blastomilonítica (I): i) F. Urra (xistos, grauvaques, rochas

detríticas), ii) F. Morenos (micaxistos, calcários areníticos, vulcanitos ácidos

eanfibolitos), iii) F. Mosteiros (xistos, grauvaques, metarcoses, anfibolitos, calcários)

e iv) F. Campo Maior (gnaisses e migmatitos).

v Domínio da Faixa Blastomilonítica (I): ortogneisses e rochas peralcalinas.

§ De entre as formações de idade paleozóica, as formações ordovícicas e silúricas

indiferenciadas, possivelmente pela sua extensão, que abrange zonas de declives diversos

originam, por alteração, solos com características muito distintas:

1. No sector Sul da bacia, onde têm maior representação, desenvolveu-se um solo

Mediterrâneo Vermelho ou Amarelo de materiais não calcários, rico em argilas

associadas a óxidos de ferro (Luvissolo férrico, FAO, 1988),

2. Na zona de implantação da albufeira, nos sectores sob influência da séria carbonatada

do Domínio de Alter do Chão – Elvas (sector Norte) os produtos de alteração deram

origem a solo Mediterrâneo Vermelho ou Amarelo de materiais calcários com

propriedades vérticas (horizonte B árgico rico em óxidos de ferro) – Luvissolo

rodocrómico cálcico vértico (segundo Classificação da FAO, 1988).

3. Na zona de implantação da albufeira, mais a Sul, onde a influência dos depósitos

detríticos é mais acentuada, desenvolveu-se um solo Litólico não húmico pouco

insaturado, com um horizonte B de alteração in situ, de côr fortemente parda a vermelha

e rico em calcário (Cambissolo crómico calcário, FAO, 1988).

§ Sobre os xistos e grauvaques da F. Ossa (Domínio de Estremoz-Barrancos) que afloram em

compartimentos geomorfológicamente levantados (Feio & Martins, 1993), a Sul da zona de

implantação da albufeira, os solos são esqueléticos e sem processo pedogénico definido –


96

Litossolos de climas de regime xérico com grau de saturação em bases superior a 50% -

Leptossolos êutricos (Classificação da FAO, 1988).

§ Os depósitos detríticos afloram ao longo de todo o sector Oeste da bacia e, pela sua variada

natureza litológica, deram origem, por alteração, a solos desenvolvidos através de processos

pedogénicos distintos:

1. Sobre as formações pliocénicas, constituídas por arenitos argilosos, argilas e

conglomerados, formaram-se solos Podzolizados (Podzóis, Classificação da FAO, 1988)

associados a solos Litólicos não húmicos pouco insaturados e com grau de saturação em

bases superior a 50%.

2. Sobre as formações miocénicas, constituídas por arenitos argilosos, argilas margosas,

margas, calcários detríticos, argilas e brechas, desenvolveram-se solos Mediterrâneos

Pardos de materiais não calcários. Estes solos possuem horizonte B álbico (constituído

fundamentalmente por silício) com forte gleização (redução do ferro, devido a saturação

por ascenção da toalha freática). Na nomenclatura da FAO (1988) são classificados

como Luvissolos gleizados álbicos.

3. Sobre os depósitos areníticos e conglomeráticos de idade quaternária que afloram no

extremo Sul da bacia de drenagem, assentam solos Mediterrâneos Vermelhos ou

Amarelos de materiais calcários (Luvissolos rodocrómicos cálcicos, FAO, 1988). A

formação de um horizonte B cálcico e/ou a presença de concreções de calcário

pulverulento, estão certamente relacionadas com a carsificação que ocorre no limite com

o maciço calcário de Estremoz (Gonçalves & Coelho, 1974).

Dada a menor diversidade geológica e a menor dimensão da área de alimentação das

albufeiras de Monte Novo e Divor, contrariamente ao sistema anterior, a maior parte das

formações de idade paleozóica fazem parte do mesmo domínio - Sector de Montemor-Ficalho.

Associadas a estas formações de natureza vulcano-sedimentar, com intercalações nos

metavulcanitos básicos, afloram grandes extensões de rochas ígneas ácidas de composição

mineralógica diversa e a Sul da albufeira de Monte Novo, alguns depósitos de cobertura de

natureza conglomerática. Tendo em conta esta maior uniformidade e a cartografia de maior

detalhe utilizada no estudo destes 2 sistemas, consideraram-se os grupos de solos desenvolvidos

em cada unidade litológica.


97

(2) Albufeira do Monte Novo

Sobre as rochas de composição mais ácida: tonalitos, granitos, granodioritos e

metavulcanitos ácidos (sectores Norte e Noroeste da bacia) desenvolveram-se pequenas manchas

de solos Litólicos não húmicos (Cambissolos, FAO, 1988) e, em maior extensão, solos

Mediterrâneos Pardos de materiais não calcários, normais e para-barros (Luvissolos, ócricos, FAO,

1988). Esta última ordem é representada por solos de espessura elevada que coincidem com zonas

de relevo levemente ondulado a plano, onde as probabilidades de escoamento superficial são

reduzidas, sendo os riscos de erosão nulos a ligeiros.

Sobre as rochas xistentas desenvolveram-se preferencialmente solos Mediterrâneos Pardos

de materiais não calcários, em fase delgada. Nestas formações há a destacar três sectores (1) um a

Norte, coincidente com declives nulos a ligeiros, com probabilidades de escoamento superficial

moderadas e, consequentemente, riscos de erosão nulos a ligeiros, (2) um na zona central e

Sudeste da bacia, correspondente a uma zona de relevo ondulado e com riscos de erosão

moderados e (3) um a Sul, em zona de declives elevados, onde os solos dominantes se associam a

solos Mediterrâneos Vermelhos ou Amarelos (Luvissolos rodocrómicos, FAO, 1988) e a

Litossolos (Cambissolos dístricos, FAO, 1988). Esta última associação sugere uma elevada

susceptibilidade à actuação dos processos erosivos mas, de uma forma geral, em todo este sector

os riscos de erosão são elevados.

Os metavulcanitos básicos originaram solos Mediterrâneos Vermelhos ou Amarelos de

materiais não calcários e para-barros. Estes solos estão em zonas de relevo ondulado, com

probabilidades de escoamento superficial moderado a elevado e riscos de erosão

predominantemente elevados. É pois de admitir significativo arrastamento de materiais

Fig. 3.17 - Principais tipos de solos desenvolvidos nas bacias de drenagem das albufeiras de Monte Novo e Divor. Mapa extraído da Carta de Solos do Atlas do Ambiente à escala 1:1000000. Cartografia baseada na nomenclatura da FAO (1988): 1 – Vertissolos crómicos, 2 – Cambissolos êutricos (rochas eruptivas), 3 – Luvissolos ócricos, 4 – Luvissolos rodocrómicos, 5 – Luvissolos vérticos, 6 – Luvissolos férricos.


98

provenientes deste litótipo bem como dos solos resultantes da sua meteorização, através da ribeira

de Machede.

Sobre os depósitos de cobertura de fácies continental desenvolveram-se dois tipos de solos,

função da natureza dos materiais sedimentados:

(1) nos depósitos situados entre os 2 braços da albufeira correspondentes às ribeiras de

Bencafete e Machede, existem solos calcários (Cambissolos calcários, FAO, 1988) o que

leva a supôr a existência, neste local, de elevados teores de impregnações calcárias

associadas aos depósitos de calhaus de quartzo, descritos por Carvalhosa & Zbyszewski

(1991) e referidos no ponto 3.1.1. Com condições de risco moderado, segundo Barbosa

(1987), estes solos, pouco evoluídos e formados através do processo pedogenético de

calcificação, são certamente a maior fonte de cálcio entrado na albufeira.

(2) no limite Sudeste da bacia, os depósitos detríticos deram origem a solos Mediterrâneos

pardos de materiais não calcários (Luvissolos ócricos, FAO, 1988) associados a relevo

ondulado, o que significa moderada ou reduzida probabilidade de escoamento superficial.

(3) Albufeira do Divor

Os solos Mediterrâneos Pardos de material não calcário (Luvissolos ócricos, FAO, 1988)

são os solos predominantes em toda a bacia hidrográfica, associados a manchas dispersas de solos

Litólicos não húmicos (Cambissolos êutricos, FAO, 1988). Estas unidades são originárias de 2

diferentes tipos de litologias:

(1) formações de metavulcanitos básicos, no sector Norte da bacia. Resultantes também da

alteração destes litótipos, nas margens da albufeira e com forte influência na sua

alimentação detrítica, ocorrem pequenas manchas de solos Mediterrâneos Vermelhos ou

Amarelos, de materiais não calcários (Luvissolos rodocrómicos, FAO, 1988). Qualquer um

destes tipos de solos encontram-se em zonas de declive medianamente acentuado, com

moderada a elevada probabilidade de escoamento superficial, responsável por riscos de

erosão moderados a elevados. Por esta razão são solos com reduzida espessura;

(2) formações ígneas de natureza tonalítica e granítica, que ocupam cerca de 2/3 da bacia

hidrográfica. Em função do reduzido ou nulo declive do terreno a Sul da albufeira e,

consequentemente, das reduzidas a moderadas probabilidades de escoamento superficial,

nesta zona os solos têm espessuras elevadas. A espessura diminui nos solos derivados das

pequenas intrusões graníticas a Norte do sistema, em resposta ao aumento significativo da

ondulação do terreno.


99

3.2.2 Albufeiras Brasileiras: Passo Real e Capingüi O clima sub-tropical da região enquadrante das duas albufeiras, com temperaturas não

muito elevadas e humidade constante, propicia a formação de solos com espessas camadas

superficiais e influencia activamente os processos de neoformação e transformação dos minerais.

Sob estas condições climáticas, as rochas são fortemente meteorizadas encontrando-se, em vastas

áreas, cobertas pelos produtos resultantes da sua alteração (Polli & Roeser, 1987). Por este

motivo, o estudo da composição mineralógica e química dos sedimentos das albufeiras só se

tornará compreensível se tomarmos em conta a composição dos solos existentes nas respectivas

bacias de drenagem, os quais constituem a fonte principal e mais directa dos materiais depositados

nestes sistemas.

Tendo a região em estudo uma topografia suave, dominada litologicamente por rochas

básicas de composição essencialmente basáltica e diabásica, os solos originados serão solos

profundos e essencialmente argilosos. Não obstante as temperaturas não serem demasiadamente

altas de forma a intensificarem a velocidade das reacções químicas, a percolação das águas é

elevada, resultando solos não muito desenvolvidos, muito lixiviados, quimicamente pobres e de

reacção bastante ácida (Ramos & Formoso, 1975; Bertoldo de Oliveira et al., 1990).

Como a topografia é caracterizada por um relevo levemente ondulado e uniforme em toda a

área das bacias de drenagem, registando-se também essa uniformidade nas condições climáticas, a

natureza do material de origem actua aqui decisivamente no condicionamento do tipo de solos. A

pequena diversidade litológica da região está na origem de solos pouco variados, com limites mais

ou menos concordantes com os dos litótipos encaixantes, conforme se pode observar a partir da

comparação entre o mapa de enquadramento geológico das bacias de drenagem das albufeiras e o

mapa temático de solos apresentado na figura 3.18. Cerca de 90% da região é ocupada por solos

derivados de rochas vulcânicas mesozóicas (básicas, intermédias e ácidas), correspondendo aos

solos mais ricos do Estado do Rio Grande do Sul.

A classificação apresentada nesta carta de solos é uma classificação brasileira (descrita por

Porto & Cortazzi, 1982), adoptada actualmente na cartografia de todos os Estados do Brasil e

elaborada com vista à aproximação da nomenclatura internacional dos solos. Embora com alguma

semelhança com a classificação portuguesa (1974) e com a da FAO (1988), tem maiores divisões

nas classes correspondentes aos solos típicos de climas tropicais, para além de em certos casos, ter

diferentes designações.


100

Tal como se fez nos solos referentes ao estudo das albufeiras portuguesas, por forma a

uniformizar as classificações adoptadas nos dois conjuntos de sistemas, apresenta-se a correlação

com os termos correspondentes da classificação da FAO-Unesco (1988).

Classificação Brasileira (1982)

Classificação da FAO (1988)

Latossolo (solo com B latossólico) Ferrassolo Solo laterítico (solo com B textural) Plintossolo Solo litólico (associação de solos) Cambissolo Solo Podzólico (solos com B textural) Podzol

Atendendo aos solos identificados nas bacias de drenagem das albufeiras (Fig. 3.18) e de

acordo com o texto explicativo da Carta de Solos do Rio Grande do Sul à escala 1/1800000

(Porto & Cortazzi, 1982) e com Righi & Meunier (1995), poder-se-à traçar em linhas gerais as

características físicas, químicas e mineralógicas dos principais grupos:

(1) Os Latossolos incluem-se na classe dos solos com "B" latossólico. São solos em que o

horizonte B teve um processo de meteorização muito intenso pela acção de grandes

quantidades de água, actuando em condições de temperatura elevada e facilidade de

drenagem. Ocorre uma lavagem da sílica e das bases, restando o ferro e o alumínio

(horizonte B residual). Em consequência, este horizonte tem uma textura média a argilosa,

baixo valor de pH (à volta de 5) e de bases de troca e quantidades variáveis de sesquióxidos

de ferro e alumínio (goetite, hematite e gibsite), caulinite, quartzo e outros minerais

primários resistentes à meteorização. O teor em matéria orgânica é de uma forma geral

Fig. 3.18 - Principais tipos de solos desenvolvidos na bacia de drenagem da albufeira de Passo Real. Extraído da Carta de Solos do Rio Grande do Sul, escala 1/1800000, CPRM, Superinten-dência regional de Porto Alegre, 1998. Devido à escala utilizada, de pouco pormenor, e à pequena dimensão da bacia da albufeira de Capingüi, a sua representação pedológica tem pouco significado.


101

baixo, apesar das grandes quantidades de resíduos vegetais produzidos e incorporados no

solo. Este situação atribui-se à grande actividade dos microorganismos sob temperaturas

mais elevadas, o que implica uma rápida biodegradação dos resíduos.

(2) Os solos Lateríticos e os Podzólicos incluem-se nos solos com "B" textural, que no seu

conjunto são solos em que o horizonte B é formado a partir de materiais carregados dos

horizontes superficiais: matéria orgânica, ferro e alumínio, minerais argilosos (Horizonte B

iluvial). Formam-se em condições de humidade abundante e drenagem fácil, que conduzem

a uma lixiviação completa de sais alcalinos e alcalino-terrosos. Por este motivo, a massa do

solo consiste em minerais argilosos pobres em Na, K e Ca, óxidos férricos e de alumínio,

quartzo e outros minerais primários. As características que permitem a distinção entre os

solos lateríticos e os podzólicos residem sobretudo na natureza da rocha-mãe e nas

condições climáticas: (a) os solos lateríticos são derivados de rochas ricas em minerais

ferro-magnesianos (particularmente basaltos), apresentando elevados teores de bases de

troca e horizonte B argiloso. Uma das características predominantes é a formação de crostas

ou couraças lateríticas nos perfis pedogenéticos e (b) os solos podzólicos podem ter

diversas proveniências, tendo por isso variadas características químicas e físicas. Têm,

contudo, teores de ferro consideravelmente inferiores aos da classe anterior. Formam-se em

regiões com climas quentes e húmidos mas com uma estação seca, em condições de relevo

ondulado a fortemente ondulado.

(3) Os solos Litólicos são solos azonais, onde a maior influência é a do relevo e do material de

origem. Dependendo da natureza deste último e formados por processos de alteração in

situ, os teores das formas catiónicas de troca e solúveis podem ser variados. São solos

pouco desenvolvidos e de pequena espessura, caracterizadores de intensa meteorização

física e meteorização química relativamente fraca.

(1) Albufeira de Passo Real Na bacia da albufeira de Passo Real é possível definir duas classes dominantes,

desenvolvidas preferencialmente sobre (1) rochas basálticas - Latossolo distrófico (saturação em

bases inferior a 50%) e (2) rochas vulcânicas ácidas - solo Litólico eutrófico (saturação em bases

superior a 50%). Para além destes 2 principais tipos de solos existem, em menor extensão, solo

Podzólico vermelho amarelo associado no sector Este da albufeira, a solo Litólico eutrófico.

§ Os Latossolos, de textura média a argilosa, para além de ocorrerem sobre as rochas de

composição basáltica da Formação de Serra Geral, desenvolveram-se também sobre as


102

estreitas manchas de rochas vulcânicas ácidas e de depósitos detríticos de Tupanciretã, que

limitam o bordo Norte da bacia. Neste local, os materiais que terão dado origem a esta classe

de solos, poderão ser também de natureza basáltica, tendo estes produtos sofrido um prévio

transporte a partir dos afloramentos de origem, não muito distantes. Nesta bacia, os

Latossolos vermelhos amarelos (classe de solos mais comum no Brasil) estão associados a

Latossolos roxos, de textura argilosa. Estes últimos formam uma faixa que se desenvolve ao

longo de toda a albufeira, sendo portanto os solos com maior influência na sedimentação

deste sistema. Sendo uma das características deste tipo de solos, o elevado teor em ferro e

outros micronutrientes: (Zn, Cu, Mn, Mo), característica aliás que permite a sua diferenciação

relativamente à classe mais comum, é de esperar elevados teores destes elementos nos

materiais depositados, em particular junto à margem leste, onde a sua representação é maior.

Os Latossolos (vermelhos amarelos e roxos) desenvolvidos sobre as rochas basálticas

poderão ter variada composição química. Conforme foi referido no ponto anterior, estes

litótipos apresentam geoquímica variável, de acordo com as diferentes pulsações magmáticas

que os originaram. Quando sujeitos a diferentes processos meteóricos, darão origem a

diversos produtos os quais, aos evoluirem no sentido da formação de solos, apresentarão

diferenciações químicas significativas.

§ Os solos com a segunda maior representação, os Litólicos eutróficos, da classe Brunizem

avermelhado, têm como origem as rochas vulcânicas ácidas do tipo Palma/Caxias. Parte do

material proveniente da sua alteração poderá ter sofrido transporte e deposição noutros locais

de topografia mais baixa, como o vale do rio Jacui-Mirim, onde sobre as rochas basálticas se

desenvolveu uma estreita faixa deste solo.

§ Sobre a extensa mancha de arenitos conglomeráticos e argilosos que cobrem as formações

basálticas a Oeste e Sul da bacia de drenagem, desenvolveram-se solos Podzólicos vermelho

amarelo, de textura argilosa a média. Podendo ter características químicas e físicas muito

variadas, estes solos têm invariavelmente baixos teores de ferro, pelo que a sua extensão até

às margens do sector Sul da albufeira implicará a deposição de materiais menos férricos neste

sector do que nos restantes deste sistema.

(2) Albufeira de Capingüi

Na bacia hidrográfica da albufeira do Capingüi estão apenas representados 2 tipos de solos,

cujos limites não são concordantes com os dois principais litótipos, vulcanitos ácidos e basaltos.

De entre os solos que se desenvolveram nesta zona, contam-se a classe dominante em Passo Real,


103

Latossolo vermelho escuro e uma classe apenas aqui representada, solo Laterítico castanho

avermelhado distrófico.

3.2.3 Conclusões A grande diferença entre as condições climáticas patentes nos 2 conjuntos de albufeiras,

associada a uma grande variação da litologia enquadrante, conduziu à formação de diferentes

produtos de meteorização e, consequentemente, ao desenvolvimento de distintos grupos de solos:

1. Nos sistemas brasileiros o clima subtropical caracterizado por humidade constante e a

litologia enquadrante, de natureza essencialmente basáltica, propiciaram a formação de solos

com espessas camadas superficiais, essencialmente argilosos e onde são favorecidos os

processos de neoformação e transformação mineralógicas. A percolação das água, muito

elevada, tem como consequência intensos mecanismos de lixiviação, que se traduzem em

solos pouco desenvolvidos, quimicamente pobres e de reacção ácida.

§ O tipo de solos dominantes em toda a área de alimentação das duas albufeiras brasileiras

(Latossolos e solos Litólicos), explica a larga utilização de fertilizantes e correctivos neste

região de agricultura intensiva. Situados em zonas de topografia suave, são muito utilizados

na agricultura, pela boa drenagem interna, boa permeabilidade e facilidade de

manuseamento (Bertoldo de Oliveira et al., 1990). Contudo, como são solos na sua

maioria distróficos, pobres em bases de troca, com baixos teores de matéria orgânica e altos

teores de óxidos de Fe e Al, apenas darão boa resposta mediante a aplicação de fertilizantes

e correctivos. Os Latossolos roxos, com textura mais fina e teores mais elevados de Fe e Al,

favorecem a adsorção de fósforo, requerendo doses maiores deste elemento, do que outros

solos de textura e mineralogia semelhante. Desta forma, largas quantidades de azoto,

fósforo e potássio são aplicados anualmente, alterando a própria composição química do

solo. As fracções destes elementos que não são imediatamente retidas pelas partículas

minerais e orgânicas, são lixiviadas e transportadas pelas linhas de água, acabando por se

depositar ou manter-se em solução nas albufeiras.

§ De entre os grupos de solos aqui representados, apenas os solos Litólicos, desenvolvidos

sobre as rochas vulcânicas ácidas da bacia de Passo Real, têm teores relativamente elevados

em bases de troca, razão pela qual são classificados como eutróficos. As suas características

químicas, associadas ao facto de serem os solos com maior susceptibilidade à erosão (pela


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sua pequena espessura), fazem deles, eventualmente, as maiores fontes de entradas de Ca,

Mg, Na, K no interior deste sistema.

§ Os Latossolos roxos, de textura argilosa e elevado teor em ferro e outros micronutrientes,

como Zn, Cu, Mn e Mo, são os solos com maior influência na sedimentação da albufeira de

Passo Real, pela sua proximidade às margens deste sistema. Por este motivo, é de esperar

elevados teores destes elementos nos materiais depositados, em particular junto à margem

Este, onde a sua representação é maior.

2. Nos sistemas portugueses, a natureza da litologia das bacias de drenagem, muito

diversificada, sob um clima caracterizado por estação seca bem definida e em topografias

aproximadamente suaves, levaram à formação de solos pouco evoluídos, de baixa espessura,

resultantes de alteração in situ da rocha mãe ou de processos pedogénicos do tipo lavagem e

argiluviação. Embora possuam características químicas diversas por terem origem em

litologias variadas, as unidades pedológicas dominantes e com maior influência na deposição

dos materiais nestes sistemas, pertencem fundamentalmente a 2 ordens: i) Solos

Argiluviados pouco Insaturados (Solos Mediterrâneos Pardos e Vermelhos ou Amarelos) e

ii) Solos Litólicos.

§ Albufeira do Maranhão: Nesta albufeira, os solos Litólicos desenvolvidos principalmente

a partir de rochas de composição granítica, embora com distribuição dispersa e em áreas de

pequena extensão, deverão ter significativa influência na alimentação deste sistema por se

encontarem em zonas de maior declive e, portanto, com maior susceptibilidade à

meteorização. A ordem com maior representação, Solos Mediterrâneos, dado ter origem

em litologia muito diversificada, apresenta variações distintas no que diz respeito à

evolução pedogenética, as quais se traduzem numa diversificação das características

químicas.

§ Albufeiras de Monte Novo e Divor: Os solos derivados de rochas ígneas deverão ter

pouca influência na alimentação detrítica destes sistemas, dado situarem-se em zonas de

declives pouco acentuados e, portanto, com pouca probabilidade de escoamento superficial

e de fenómenos erosivos.

Na albufeira do Monte Novo, as formações com maior influência na sedimentação

são os xistos sericito-cloríticos e os metavulcanitos básicos. Os primeiros, para além de

constituirem a unidade onde está implantada a albufeira, são os que apresentam maior

susceptibilidade à actuação dos agentes erosivos, em particular no sector Sul da bacia,

onde os declives são mais intensos. Os solos provenientes da sua meteorização, solos


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Mediterrâneos Pardos de materiais não calcários associados em algumas zonas a Litossolos,

são aqueles em que os riscos de erosão são maiores. Por esta razão, são os solos de entre os

demais existentes na bacia de drenagem, com espessura mais reduzida. Os solos

Mediterrâneos Vermelhos ou Amarelos de materiais não calcários e para-barros,

provenientes das zonas de maiores declives dos metavulcanitos básicos, têm também

importante papel na sedimentação da albufeira.

Na albufeira do Divor, as unidades que mais fortemente influenciam a composição

química e mineralógica dos sedimentos de fundo são, sem dúvida, os metavulcanitos

básicos e os solos Mediterrâneos Vermelhos ou Amarelos de materiais não calcários

provenientes da sua alteração. Para além de corresponderem às unidades onde está

implantada a albufeira, por se encontrarem em locais de maior declive, são as que sofrem

maior influência da actuação dos agentes erosivos. Um testemunho destes elevados riscos

de erosão, é a baixa espessura apresentada pelos solos. De salientar também, a importância

dos solos derivados das rochas ígneas de natureza tonalítica e granítica, situados a Norte da

bacia, que por se localizarem em zonas de acentuado declive são susceptíveis aos processos

erosivos, apresentando um elevado risco, traduzido pela sua espessura em fase delgada.

Geologia BARRRAGENS

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