Comportement géochimique du cobalt

Os processos magmáticos na Zona de Ossa-Morena encontram-se representados nos diferentes domínios, quer sejam de tipo vulcânico, normalmente contemporâneos da sedimentação, quer sejam de tipo plutónico. Assim, torna-se necessário analisar os principais aspectos do magmatismo desta zona tectonoestratigráfica, durante a Orogenia Varisca. Pretende-se enquadrar o magmatismo ofiolítico, nomeadamente o responsável pelas Sequências Ofiolíticas Internas, na evolução tectonomagmática varisca da Zona de Ossa-Morena. Para o efeito, utilizam-se, preferencialmente, os trabalhos de Mata & Munhá (1990) e Ribeiro et al. (1992; 1997).

2.2.1 Vulcanismo

As primeiras ocorrências de vulcanismo na Zona de Ossa-Morena, durante o ciclo varisco, ocorrem no Câmbrico inferior-médio. Apresentam características bimodais (basaltos a riolitos) com quimismo toleítico a transicional (Mata & Munhá, 1990). No Câmbrico inferior, o vulcanismo é de

natureza toleítica apresentando características bimodais (riolitos a basaltos). Ocorre sob a forma de intercalações nos sedimentos da Formação de Vila Boim (domínio Alter do Chão-Elvas). Na passagem para o Câmbrico médio o vulcanismo é básico, com quimismo alcalino-transicional, associado a vulcanismo ácido peralcalino (Mata & Munhá, 1990; Ribeiro et al., 1992). Este episódio encontra-se representado nas intercalações vulcânicas do Complexo Vulcano-Sedimentar da Terrugem (domínio Alter do Chão-Elvas). É referida, ainda, a presença de vulcanismo essencialmente básico (vulcanitos de Santo Aleixo da Restauração) com quimismo alcalino a transicional intercalado na base da Formação de Ossa (domínio Estremoz-Barrancos) (Mata & Munhá, 1990; Ribeiro et al., 1992; Ribeiro et al., 1997), para a qual se admitem idades do Câmbrico médio (Oliveira et al., 1991) ou Câmbrico médio-superior (Piçarra, 2000).

Durante o Câmbrico superior – Ordovícico inferior o vulcanismo ocorre sob a forma de intercalações na Formação de Barrancos (Complexo Vulcânico de S. Marcos do Campo). Encontra-se representado por vulcanitos intermédio- básicos com quimismo toleítico continental (Ribeiro et al., 1992; Ribeiro et al., 1997) a calco-alcalino (Mata et al., 1993), evidenciando uma natureza orogénica (Ribeiro et al., 1992; Ribeiro et al., 1997; Mata et al., 1993).

Na transição Câmbrico-Ordovícico (Ribeiro et al., 1992) ou no Ordovícico (Ribeiro et al., 1997) é referido no Complexo Vulcano-Sedimentar de Ficalho-Moura ocorrência de vulcanismo básico anorogénico, com características toleíticas continentais, associado a riolitos ricos em sílica. Sobrejacente regista-se vulcanismo básico anorogénico, com quimismo alcalino intraplaca (Mata & Munhá, 1990; Ribeiro et al., 1992), intercalado (tectonicamente?) no Complexo Filonítico de Moura, cuja base é datada do Silúrico inferior (Piçarra & Gutiérrez-Marco, 1992).

No Complexo Vulcano-Sedimentar de Estremoz existe vulcanismo bimodal anorogénico intercalado na sequência carbonatada. Abundam rochas máficas acumuladas, resultantes de câmaras magmáticas superficiais e/ou diques e soleiras (Mata & Munhá, 1985) bem como materiais lávicos (Gonçalves & Coelho, 1974). Os vulcanitos variam desde basaltos alcalinos e

traquiandesitos a felsitos peralcalinos. A topo desta formação ocorre a unidade dos Xistos Negros (Silúrico inferior: Piçara, 2000), que apresenta vulcanismo básico, com carácter alcalino intraplaca (Mata & Munhá, 1985). Segundo estes autores (op. cit.), estas ocorrências encontram-se geneticamente relacionadas e são ambas atribuídas ao Silúrico, embora Ribeiro et al. (1997) sugiram a transição Ordovícico-Silúrico para o vulcanismo do Complexo Vulcano- Sedimentar de Estremoz. Registe-se que a idade Silúrico superior? a Devónico atribuída aos mármores do Complexo Vulcano-Sedimentar de Estremoz (Piçarra, 2000), com base na identificação de conodontes, levanta problemas quanto à idade do vulcanismo presente nesta formação, na medida em que é incompatível com as idades admitidas por Mata & Munhá (1985) e Ribeiro et al. (1999).

Durante o Devónico o vulcanismo está directamente relacionado com os fenómenos de oceanização do Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches. Geoquimicamente é caracterizado por ser transicional entre os basaltos dos fundos oceânicos e os basaltos dos arco insulares (Munhá et al., 1986; Quesada et al., 1994), o que evidência a influência dos processos orogénicos. Entre o Devónico médio-superior ao Pérmico inferior (Priem et al., 1986) o vulcanismo está relacionado com o processo orogénico vigente no bordo sudoeste da Zona de Ossa-Morena. Corresponde às manifestações extrusivas do Complexo Ígneo de Beja, constituídas, em termos gerais, por termos básicos toleíticos a calco-alcalinos que evoluem para termos básicos calco- alcalinos associados a rochas félsicas subvulcânicas (dacitos a riodacitos), com características calco-alcalinas (Andrade, 1981: Andrade et al., 1991; 1992; Santos et al., 1987; 1990; Fonseca, 1995).

2.2.2 Plutonismo

São escassos os dados relativos ao plutonismo varisco na Zona de Ossa-Morena. Os dados disponíveis indicam que durante o Paleozóico inferior

os períodos de intrusão ocorreram, preferencialmente, durante o Câmbrico e o Ordovícico (Ribeiro et al., 1992). O plutonismo câmbrico corresponde, normalmente, a pequenos corpos graníticos de origem crustal. No Ordovícico o período intrusivo é caracterizado pela ocorrência de maciços básico- ultrabásicos (maciços Alter do Chão, Elvas e Campo Maior – domínio de Alter do Chão-Elvas) a peralcalinos (maciços Alter Pedroso e de Cevedais – domínio de Alter do Chão-Elvas), dispostos segundo a direcção NW-SE (Ribeiro et al., 1992). Nas rochas peralcalinas obtiveram-se idades radiométricas entre 500 - 480 M.a. (Priem et al., 1970; Lopes et al., 1993), admitindo-se, também, esta idade para os maciços básico-ultrabásicos (Ribeiro et al., 1992).

No Paleozóico superior, à semelhança do vulcanismo contemporâneo, o plutonismo está geneticamente relacionado com a subducção localizada no limite meridional da Zona de Ossa-Morena, encontrando-se representado pelas intrusões do Complexo Ígneo de Beja e do Maciço de Évora.

O Complexo Ígneo de Beja mostra no seu conjunto um quimismo toleítico a calco-alcalino que evolui para termos calco-alcalinos (Andrade, 1981: Andrade et al., 1991; 1992; Santos et al., 1987; 1990; Fonseca, 1995). Ainda durante o Paleozóico superior geram-se as intrusões do Maciço de Évora, que exibem também quimismo calco-alcalino (Santos et al., 1990) e de maciços com quimismo shoshonítico, nas regiões mais internas da Zona de Ossa-Morena (maciços de Veiros e Vale Maceira: Costa et al., 1990).

2.2.3 Considerações geodinâmicas

Apesar de existirem diferenças no magmatismo, nos diferentes domínios da Zona de Ossa-Morena, existe, regra geral, uma coerência nos dados disponíveis que indica uma evolução conjunta (fig. 2.11). No Câmbrico inferior inicia-se um processo de “rifting” intracontinental, provavelmente por reactivação da sutura cadomiana, localizada no domínio da Faixa

Blastomilonítica (Mata & Munhá, 1990). O magmatismo, inicialmente toleítico, evoluí até ao final do Paleozóico inferior para termos alcalinos, com manifestações esporádicas de peralcalinidade. Esta evolução, traduz diminuição nas taxas de fusão mantélicas e mostra indícios que indicam contaminação crustal. Por outro lado, denuncia fenómenos de “rifting” abortados, gradualmente transferidos para sudoeste.

Todo este magmatismo possui assinatura anorogénica intraplaca, com excepção do vulcanismo de S. Marcos do Campo (Câmbrico superior – Ordovícico), que ao apresentar características orogénicas é incongruente com o regime tectonomagmático estabelecido até ao final do Silúrico.

No Paleozóico superior ocorre uma inversão nas características do magmatismo que revelam, nitidamente, um contributo orogénico. Até ao Devónico médio (Eifeliano: Fonseca & Ribeiro, 1993; Fonseca et al., 1999) forma-se o Complexo Ofiolítico de Beja-Acebuches numa bacia oceânica tipo “back-arc”. Instala-se o Complexo Ígneo de Beja entre o Devónico médio- superior e o Carbónico, mais precisamente entre o Givetiano-Frasniano e o Tournaciano-Viseano (Conde e Andrade, 1974; Santos et al., 1987; Dallmeyer et al., 1993), podendo inclusive atingirem-se idades mais recentes. (Namuriano: Priem et al., 1986). Nos estádios mais precoces e junto à zona de sutura, o magmatismo do Complexo Ígneo de Beja é toleítico a calco-alcalino, evoluindo posteriormente termos para calco-alcalino.

As intrusões de granitóides calco-alcalinos do Maciço de Évora acompanham e/ou são posteriores à instalação do Complexo Ígneo de Beja; mostram, em alguns casos, que estiveram envolvidos em processos de anatexia. Os dados radiométricos disponíveis para rochas graníticas e riodacíticas indicam idades do Devónico médio-superior ao Pérmico inferior (Pinto e Andrade, 1987; Priem et al., 1986). A migração do magmatismo orogénico para norte e a variação do seu quimismo – toleítico a calco-alcalino a sul e calco-alcalino a norte, chegando mesmo a atingirem-se termos shoshoníticos (maciços de Veiros e Vale Maceira: Costa et al., 1990) – denota evolução tectonomagmática orogénica típica (Wilson, 1989) e aponta no

sentido de que a polaridade da subducção durante o Paleozóico superior fosse para norte (Ribeiro et al., 1997).

Domínio Évora-Beja Estremoz-Barranco Alter do Chão-Elvas Pérmico

CA

Ca-Sh Maciços Veiros e Vale Maceira Granitóides (Costa et al., 1900)

(Priem et al., 1986) T-CA →→→→ CA CIB Carbónico (Dallmeyer et al., 1993) Devónico T-CA COBA (Fonseca and Ribeiro, 1993) A Xistos Negros

(Mata & Munhá, 1985)

A Comp. Filonítico Moura

(Mata & Munhá, 1990) (Ribeiro et al., 1992; 1997)

Silúrico

A Comp. Volc.-Sed. de

Estremoz

(Mata & Munhá, 1985)

T Comp. Volc.-Sed.

Ficalho-Moura

(Ribeiro et al., 1992; 1997)