Maciço de Évora - Pereira, M.
Aspectos gerais e subdivisão. O Maciço de Évora (ME) representa uma área com cerca de 60 km2 (Fig.1) que se estende entre Montemor-o-Novo e Évora (Carvalhosa, 1983), localizada nos domínios ocidentais da Zona de Ossa-Morena (ZOM, Quesada e Munhá, 1990) e incluído no sector de Montemor-Ficalho (Oliveira et al., 1991). Os seus limites foram definidos por Carvalhosa (1983) como coincidentes a sudoeste com o limite setentrional do complexo ígneo de Beja e a nordeste com o limite superior da Formação da Ossa. No entanto, este autor não delineou de forma precisa o seu limite a sudeste, com o que designou por Formação de Moura, ao contrário do que sucede a noroeste onde as rochas do ME são cobertas por depósitos Cenozóicos. Por sua vez, a sudoeste o seu limite é definido pela Falha de Porto-Tomar-Ferreira do Alentejo que o coloca em contacto com formações paleozóicas da Zona Sul Portuguesa. Em termos geológicos gerais, o ME está representado por bacias sedimentares com magmatismo associado que revelam a evolução geodinâmica deste segmento da margem setentrional de Gondwana, desde o Ediacariano (Neoproterozóico) ao Carbónico inferior. O metamorfismo e a deformação dúctil posterior varisca (Carbónico inferior), relacionados com os processos de acrecção de Pangeia, modificaram de forma heterogénea as texturas e paragéneses minerais das rochas do Neoproterozóico e Paleozóico inferior. Este segmento de crosta continental está agora representado por anfibolitos, micaxistos, paragnaisses e ortognaisses félsicos, metachertes, mármores e migmatitos que estão intruídos por granitóides de idade carbónica (essencialmente granodioritos, granitos, tonalitos e gabros). Numa área restrita próximo de Silveiras e Cabrela, afloram rochas sedimentares e vulcânicas do Tournaisiano-Viseano, que constituem a bacia de Cabrela. estas rochas do Carbónico inferior, que estão praticamente isentas de metamorfismo e apresentam clivagem fraca, assentam em discordância sobre rochas câmbrico-ordovícicas com grau metamórfico mais alto, assinalando uma importante lacuna sedimentar. O ME inclui uma das áreas mais extensas de terrenos de alto grau metamórfico da ZOM, exposta, em parte, por efeito da deformação varisca dúctil associada a movimentos transcorrentes e extensionais que actuaram intensamente no Carbónico inferior (Pereira et al., 2007; 2008; 2009a). A deformação frágil varisca e tardi-varisca, com tendência a se sobrepor aos corredores de elevada deformação dúctil, acentuou a exposição dos terrenos de alto grau metamórfico e sublinha com bastante frequência alguns contactos tectónicos entre unidades distintas. Recentemente, Pereira et al. (2003; 2007; 2009a) consideraram o ME como um doma gnáissico subdividido em três unidades tectónicas principais com base em critérios estruturais e metamórficos: (1) Zona de Cisalhamento de Montemor-o-Novo (ZCMN) e (2) Terrenos de grau Metamórfico Intermédio de Évora (TMIE) que constituem o hanging-hall de (3) um núcleo constituído por um complexo gnaisso-migmatítico designado por Terrenos de Alto-grau Metamórfico de Évora (TAME; Fig.1). Estas unidades representam a mesma coluna estratigráfica do Ediacariano-Câmbrico-Ordovícico transposta por distintos graus de metamorfismo e de intensidade de deformação. Discussão e modelo geodinâmico. Assim como em outras regiões da ZOM (de que é exemplo o Nordeste Alentejano; veja-se capitulo deste livro sobre o tema) as rochas mais antigas estão representadas por sedimentos do Ediacariano (Série Negra aqui designada por Formação do Escoural e Formação de Águas de Peixe). A assinatura geoquímica indica que a sua fonte sedimentar tem características de arco magmático continental (Pereira et al., 2006; 2008). Dados obtidos a partir de zircões detríticos destes metasedimentos permitem interpretar a idade máxima de deposição aos c.575Ma (Pereira et al., 2008), podendo no entanto ser mais recente (c. 560-550 Ma) e, ainda constatar a existência de uma população maioritária de idades neoproterozóicas. Estas características sugerem que estes sedimentos resultaram provavelmente da erosão de arcos magmáticos Cadomiano e Pan-Africanos. Ocorrendo como intrusões na Série Negra e como intercalações vulcânicas nos níveis siliciclásticos e carbonatados do Câmbrico inferior (Complexo ígneo-sedimentar de Monfurado) temos os “leptinitos do Escoural”. Estas rochas representam magmatismo essencialmente félsico do Câmbrico inferior (c. 530-517 Ma) com assinatura “orogénica” e associado aos processos de rifting desta margem de Gondwana (Chichorro et al., 2008). A sua assinatura é interpretada com sendo o reflexo herdado da crusta mais antiga que está a sofrer anatexia por efeito do progressivo “upwelling” da astenosfera. Com o evoluir da extensão litosférica durante o Câmbrico médio-Ordovícico inferior os magmas resultantes da fusão crustal passam a coexistir com magmas máficos (Complexo ígneo-sedimentar do Carvalhal). O facto de existirem gabros, cumulados piroxeníticos e peridotitos não significa que se tenha formado litosfera oceânica mas sim, que terão ocorrido intrusões de rochas ultramáficas na margem continental em estiramento. Tal processo pode ser observado noutras regiões da ZOM de que são exemplo as intrusões de gabros e peridotitos de Alter do Chão com assinatura E-MORB e atribuídas ao Ordovícico inferior (c. 480Ma) que intruem a plataforma carbonatada do Câmbrico inferior. Mais tarde, no Carbónico inferior esta sucessão litológica do Ediacariano-Câmbrico-Ordovícico é envolvida nos processos orogénicos variscos relacionados com a acreção da Pangeia. Existem no entanto, escassos dados que indicam eventos tectono-metamórficos devónicos (c. 370Ma; Moita e tal., 2005a) cuja relação com a deformação gravada nas rochas é de difícil interpretação, apesar de existirem modelos que afirmem o contrário (Araújo et al., 2005; Ribeiro et al., 2010). Dados de crescimentos metamórficos em zircões de paragnaisses do ME mostram idades do Carbónico inferior variando entre 345 e 323 Ma, que são interpretadas como estando relacionadas com os fabrics miloníticos que aqui predominam associados a movimentos extensionais (Fig.7). Este intervalo de idades enquadra-se nos valores obtidos para o magmatismo (c. 355-320 Ma) e para a sedimentação tournaisiana-viseana (c. 350-335Ma). A assinatura calco-alcalina comum nas rochas ígneas que afloram no ME (Moita et al., 2005c, 2009; Moita, 2008) corrobora a existência, durante o Carbónico inferior, de um magmatismo típico de arco continental no bordo SW da ZOM, junto ao limite com a Zona Sul-Portuguesa. A forte transferência de calor produzida pela ascensão de magmas básicos e intermédios deverá ter sido um dos factores que promoveu a migmatização de litologias da Série Negra e dos complexos ígneos-sedimentares do Câmbrico inferior. Adicionalmente, a generalidade das condições de baixa-média pressão e alta temperatura gravadas nas paragéneses das rochas gnáissicas aponta para que as condições para a ocorrência de anatexia terão ainda sido favorecidas por processo de extensão e adelgaçamento da crosta continental, os quais teriam promovido a ascensão das isotérmicas. A hibridização de magmas gerados por diferenciação a partir de líquidos de proveniência mantélica com fundidos crustais derivados de metassedimentos, registada na assinatura isotópica das litologias estudadas, terá ocorrido em níveis crustais mais profundos do que os agora expostos, embora afloramentos como o da ribeira de Almansor, próximo de Montemor-o-Novo sejam testemunhos, no campo, de forte interacção entre líquidos de composições diferentes (Moita et al., 2006; Moita, 2008; Moita et al. 2009). Durante o Carbónico inferior importantes movimentos transcorrentes extensionais deverão ter sido responsáveis pelo “uplift” parcial do núcleo do doma gnáissico (TAME) controlado por intenso cisalhamento dúctil que originou o fabric milonítico que se desenvolveu em condições de fácies anfibolítica-xistos verdes nos blocos a tecto (ZCMN e TMIE). Esta tectónica transcorrente e extensional terá simultaneamente controlado, em níveis mais superficiais da crusta continental, a formação de depocentros de sedimentação marinha e de transição e a instabilidade gravítica dos depósitos. Este episódio está representado nos sedimentos carbonatados e silicicláticos, bem como no vulcanismo calco-alcalino das bacias tournaisiano-viseanas de Cabrela e de Toca de Moura (Santos et al., 1987; Chichorro, 2006). Já no Vestefaliano eventualmente sobre a acção de episódios variscos e tardi-variscos transpressivos terá ocorrido a inversão das bacias tournaisianas-viseanas com expressão numa clivagem a afectar estes sedimentos marinho-transicionais siliciclásticos. A geometria em sinclinal da bacia de Cabrela teria sido adquirida durante esta fase F3. Este episódio de deformação varisca teve como efeito o levantamento localizado de blocos crustais, facto que ficou assinalado pela significativa mudança de fácies sedimentares carboníferas. Com efeito observa-se a transição de fácies marinhas e transicionais de plataforma e deltaicas para um regime flúvio-palustre e lacustre com condicionamento continental registado na bacia de Santa Susana. Nesta bacia do Vestefaliano que inclui importantes conglomerados poligénicos com calhaus do soco, encontram-se também restos de carvão fóssil (restos de vegetais de ambiente continental; Gonçalves, 1984). É importante referir, que os esforços tardi-variscos ou até alpinos terão contribuído para o retomar de muitos corredores de deformação dúctil, agora em andar estrutural superior, como acidentes semi-frágeis e frágeis, que em ultima análise acentuaram muitos dos contactos tectónicos actualmente cartografáveis.