CICLO DE WILSON NO ORÓGENO VARISCO IBÉRICO : CONSTRANGIMENTOS GEODINÂMICOS NA DISTRIBUIÇÃO DAS PALEOICNOCENOSES (SÍNTESE DA INFORMAÇÃO CONHECIDA)

por C.NETO DE CARVALHO

O estudo paleoicnológico de uma qualquer bacia sedimentar mostra a necessidade de relacionar os factores condicionantes à instalação de comunidades biológicas com as fases de evolução tectonostratigráfica da bacia. O Maciço Ibérico constitui o elemento tectónico mais meridional e vasto da denominada placa Armoricana, um bloco continental que se terá separado do supercontinente Gondwana no Paleozóico Inferior. Durante este período de tempo, a Armorica encontrava-se separada da Laurentia pelo proto-Oceano Atlântico, da Baltica pelo mar Tornquist e de Gondwana pelo Rheic. O fecho subsequente destes oceanos no final do Paleozóico e o reagrupamento dos elementos continentais resultou numa orogenia paleozóica multifásica (Pereira et al., 1998).

O Maciço Ibérico é formado por quatro terrenos tectonoestratigráficos (Ribeiro et al., 1987 in Ribeiro et al., 1990), os quais registam histórias contrastantes de estratigrafia, estrutura e metamorfismo. Estes incluem um terreno autóctone (Terreno Ibérico), composto de elementos amalgamados no ciclo Cadomiano que passaram a ter uma evolução conjunta durante o ciclo Varisco. Os dados estruturais e geofísicos apresentados por Dias (1998) apontam no sentido de um soco precâmbrico heterogéneo, composto por unidades de comportamentos reológicos distintos separadas por dois planos anisótropos principais correspondentes a zonas de sutura orogénica. Desta forma, antevê-se uma resposta heterogénea nos períodos distensivos das fases precoces do Ciclo de Wilson, ao longo do Terreno Ibérico (op. cit.).

O início do ciclo de Wilson paleozóico nesta área paleogeográfica peri-gondwânica encontra-se registado em unidades do Paleozóico inferior expostas em todos os elementos tectónicos do Terreno Ibérico. As manifestações precoces decorreram no início do Ordovícico, com uma fase prolongada de rifting intracontinental em regime transtensivo, ainda na transição entre os ciclos Cadomiano e Varisco, marcado pelo desenvolvimento do aulacógeno Centro-Ibérico (Romão et al., 1992 in Pereira et al., 1998). Este processo desenvolve-se após o aborto e migração para N do fenómeno de rifting, da Zona de Ossa-Morena (Z.O.M.) para a Zona Centro Ibérica (Z.C.I.). No decurso do ciclo Varisco, esta fase de rifting ter-se-à mostrado contínua entre o Câmbrico e o Silúrico. Com efeito, o processo de oceanização origina a abertura do Rheic, provavelmente no Ordovícico (Dias & Ribeiro, 1995). Contudo, durante a fase de deformação sarda, que marcou a Z.O.M.e a Z.C.I., o aulacógeno sofre uma inversão para transpressão lateral direita (reactivação da zona de cisalhamento de Tomar-Córdoba) na transição Câmbrico-Ordovícico inferior, levando à emersão das formações ante-ordovícicas, bem como à sua deformação, intensificada para S da Z.C.I., com a formação de dobras de planos axiais sub-verticais (Pereira et al., 1998). No entanto, na Z.O.M. a deformação terá apenas basculado as sequências pré-ordovícicas. A sedimentação ordovícica mostra-se coesa ao longo de toda a Z.C.I., apresentando composições completamente distintas na Z.O.M., o que revela uma reacção anisótropa no soco precâmbrico, resultante da cinemática da sutura meridional (Dias, 1998).

Os conglomerados basais aflorantes na Z.C.I. têm sido datados do início do Ordovícico (Tremadociano ou Arenigiano), com base em enquadramento litoestratigráfico, uma vez que as evidências paleontológicas são escassas (icnofabrics monospecíficos de Skolithos isp.) e sem interesse estratigráfico (Sequeira, 1993). Estas unidades conglomeráticas, assentes discordantemente (disconformidade angular de primeira ordem) sobre sequências do Supergrupo Dúrico-Beirão, reflectem uma sedimentação condicionada por irregularidades topográficas herdadas (relevos tectónicos), caracterizada por depósitos grosseiros e imaturos, de natureza gravítica, em leques aluviais coalescentes-fan deltas, passando lateralmente a fácies margino-marinhas, tendo-se gerado em alguns locais (i. e., Fm. Quinta da Ventosa) a formação de leques submarinos profundos em escarpas de falhas então activas (Nabais Conde, 1966; McDougall et al., 1987 in Oliveira et al., 1992; Sequeira, 1993). Nas fácies continentais ocorrem piperock de Skolithos em arenitos canalizados, revelando uma distribuição ecológica rara para a icnofácies de Skolithos (Droser, 1991).

Sobre as unidades argilo-bréchio-conglomeráticas deu-se a deposição da Formação do Quartzito Armoricano (F.Q.A.), no Ordovícico inferior-médio, constituída por sequências detríticas, argilo-siliciclásticas, correspondentes a uma deposição em ambientes do tipo supralitoral a infralitoral com influências tempestíticas (Gutiérrez Marco et al., 1990). O acme da icnodiversidade no Ordovícico é registado nesta formação (Romano, 1991), tendo-se contabilizado preliminarmente a presença de 18 icnogéneros.

Em relação ao limite superior da F.Q.A., a presença da biozona de  Didymograptus (D.) murchisoni na base da sobrejacente Fm. do Breijo Fundeiro (Cooper, 1980), a dominância estatística de Neseuretus (N.) tristani tristani e Ectillaenus giganteus, bem como as ocorrências verificadas de Eodalmanitina destombesi nava e Selenopeltis macrophtalma próximo do muro desta formação na região de Mação, possibilitam a extensão a uma idade Llanvirniano inferior (A. Marques Guedes, comun. pess.). Contudo, as idades compreendidas para o limite superior desta formação para N, na região do Buçaco, não ultrapassam o topo do Arenigiano (Romano et al., 1986) e a base dos xistos negros da Fm. de Valongo, sobrejacente à F.Q.A., situada a N da região anterior, encontra-se datada do Arenigiano superior (Biozona de Expansograptus hirundo, Couto et al., 1997). Quanto à icnostratigrafia, a F.Q.A. pode ser datada pela presença do grupo Cruziana rugosa, assim como C. rouaulti e C. imbricata (cf. Seilacher, 1994). Esta icnoassociação constitui um exemplo comprovado da precisão que a icnostratigrafia pode atingir na datação de formações “azóicas”. Pelos dados apresentados parecem existir evidências biostratigráficas inéditas que indiciam um diacronismo de N para S (cf. Romano et al., 1986) patenteado pelo limite superior da F.Q.A. (Neto de Carvalho et al., 1999).

O carácter global transgressivo destas formações, com o sentido geral NEÕSW (Hamman et al., 1982), relaciona-se com o regime geodinâmico então vigente, de índole distensiva, ao qual se encontra associado a instalação de um mar epicontinental sobre uma paleotopografia sarda substancialmente arrasada (Ribeiro et al., 1990), porém mais irregular e proeminente para S (McDougall et al., 1987).

Durante o Ordovícico inferior, a Z.O.M. assiste à progressiva colmatação do aulacógeno câmbrico, com a deposição de espessas séries sedimentares com características turbidíticas. A icnofácies de Nereites, onde abunda uma icnofauna diversificada do tipo Pascichnia, é ubíqua (Nery Delgado, 1910), exceptuando-se um caso onde foi descoberto em níveis turbidíticos grosseiros uma icnoassociação (Cruziana cf. furcifera, Daedalus halli e ?Arthrophycus isp.) característica das fácies litorais da Z.C.I (Perdigão, 1964/65). As fácies de natureza pelágica, em frequente regime de anoxia, terão predominado nesta zona até ao final do Silúrico.

Entre o Ordovícico médio até ao Silúrico, o estiramento do substrato Cadomiano prolonga-se na Z.C.I., o que induz abundante magmatismo bimodal (e.g., Buçaco) e uma continuidade do regime de subsidência, típicos de ambientes intraplaca. Durante o Ordovícico médio observa-se a deposição de sequências pelíticas, características de ambientes de plataforma progressivamente mais distais, em frequente regime de anoxia. A icnofácies de Cruziana é ubíqua, caracterizada por uma baixa icnodiversidade, dominada por Tomaculum (Romano, 1991) e com ocorrências esporádicas de galerias horizontais (cf. Planolites). Para N, a sedimentação é homogénea até ao Ordovícico superior (i.e., Fm. de Valongo), enquanto que na região de Mação se registam variações bruscas e frequentes para fácies detríticas litorais (e.g., Fm. Monte da Sombadeira), sempre que existem pequenas variações eustáticas do nível do mar (Pereira et al., 1998). Ao longo do Caradociano assiste-se  à progradação das litofácies siliciclásticas, num evento regressivo de larga escala, o qual é concomitante com uma glaciação que atinge o Terreno Ibérico no final do Ordovícico. Os depósitos glaciogénicos conhecidos (e.g., Fm. de Casal Carvalhal), constituídos por sequências silto-pelíticas com dropstones (Young, 1988), sugerem uma proximidade relativa de Armorica ao continente Gondwana, nessa época posicionado a altas latitudes no hemisfério S (Bonhommet & Perroud, 1986 in Ribeiro et al., 1990) e onde ocorrem fortes evidências da presença de extensas calotas glaciares na região N africana.

No Silúrico superior/Devónico inferior, o processo de oceanização atinge o seu clímax. Durante o Silúrico, a sedimentação pelítica de características euxínicas e de natureza pelágica atinge quase todo o Terreno Ibérico. As faunas graptolíticas dominam as orictocenoses. No entanto, ocorrem por vezes espessos níveis siliciclásticos com Cruziana em Trás-os-Montes oriental, os quais carecem de um estudo paleoicnológico aprofundado. Este tipo de fácies, com características insólitas no Terreno Ibérico, parece indicar um condicionamento paleogeográfico motivado pela activação de grande zona de cisalhamento setentrional (Dias, 1998). A placa Armoricana atinge, neste período, a máxima velocidade de deriva em relação a Gondwana, passando de latitudes polares a uma posição próxima do equador, no Devónico.

O início da colisão oblíqua entre os grandes blocos Laurussia e Gondwana (no meio da qual terá sido apanhada a placa armoricana), obducção de uma lâmina ofiolítica e instalação dos mantos de carreamento do NW peninsular são contemporâneos da deposição diacrónica, no sentido E e NE, de sequências flysch com idades compreendidas entre o Devónico inferior-Carbónico inferior. O diacronismo é oposto ao sentido de vergência das estruturas da primeira fase Varisca, o que indicia a direcção de subducção. Nestes estádios iniciais existe intenso magmatismo do tipo I (Ribeiro et al., 1990). A actividade tectónica iniciou-se com a obducção das unidades de Pulo do Lobo e Beja-Acebuches sobre o bordo meridional do Terreno Ibérico, com a mesma polaridade da subducção ainda activa. Este processo terá dado origem à disposição da Z.O.M., entre o Terreno Sul Português alóctone e a Z.C.I., ambas em contacto, segundo uma geometria de floco tectónico. Os terrenos oceânicos alóctones do NW do Terreno Ibérico podem estar correlacionados geneticamente com o ofiolito de Pulo do Lobo (Ribeiro et al., 1990).

Durante o Devónico médio-superior, o fecho do oceano a S deu origem à acreção de terreno continental, com a deformação e levantamento da Cadeia Varisca. No Terreno Sul Português assiste-se à deposição de espessas séries flysch típicas desta fase orogénica em bacias de ante-país, onde a icnofácies de Nereites é característica e onde o comportamento adoptado pelas paleocomunidades endobentónicas pouco difere, nas estruturas produzidas em idêntico regime sedimentar, daquele observado no Ordovícico inferior da Z.O.M. (ver Nery Delgado, 1910; Perdigão, 1961).

A colisão oblíqua das placas continentais Armoricana e de Avalon e a moldagem das estruturas em torno do indentador Cantábrico, que actuou como um promontório durante o Carbónico inferior, é responsável pela estruturação do Terreno Ibérico, com a geração do Arco Ibero-Armoricano (Dias & Ribeiro, 1995).

A reactivação da criptossutura litosférica Cadomiana, gerada no final do Proterozóico por acreção do Terreno exótico da Z.O.M. ao Terreno Ibérico e reutilizada no Câmbrico inferior no processo de rifting intracontinental, é dada no final da orogenia Varisca como zona de cisalhamento com movimentos antagónicos, Porto-Tomar e Tomar-Córdoba, dentro da faixa blastomilonítica (Pereira et al., 1998).

O epílogo do ciclo de Wilson paleozóico é dado no final do Carbónico, com a inversão tectónica e emersão total do Maciço Ibérico. Os últimos sedimentos a depositarem-se são datados do Carbónico terminal, e correspondem a sedimentos lacustres característicos de bacias intramontanhosas (Sulco Dúrico-Beirão, Bacias Carboníferas de Buçaco e de Santa Susana).

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