Whether the Ibrahim approach with two compulsory stages or tests in every case should be preferred as more justifiable or legally

A existência de um soco cratonizado estável durante o final do Neoproterozóico e o Câmbrico inferior promoveu a formação de amplas plataformas no Terreno Ibérico (Ribeiro, 2013b).

No bordo sul da Zona Centro-Ibérica, a passagem do Neoproterozóico para o Câmbrico foi marcada pela deposição, em descontinuidade, da sequência sedimentar do Super Grupo Dúrico-Beirão. Esta sequência reflete uma deposição em ambientes clásticos marinhos profundos devido à forte subsidência que a ZCI sofreu nessa altura (Ribeiro, 2013b), terminando com níveis sedimentares ricos em matéria orgânica, que poderão ser indicativos de uma deposição em ambientes mais superficiais, durante o Câmbrico médio (Romão, 2000).

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Localizada a sudoeste da ZCI (coordenadas atuais), numa plataforma mais estável, na Zona de Ossa-Morena depositaram-se em discordância sobre os sedimentos proterozoicos, os sedimentos do Câmbrico inferior (Araújo, 2013). Os sedimentos do Câmbrico inferior da ZOM evidenciam uma tendência transgressiva, que culmina com a formação de uma extensa plataforma carbonatada em ambiente sub-tidal (Oliveira et al., 1992a; Araújo, 2013). Durante o Câmbrico inferior, na ZOM ocorreram as primeiras fases do início do ciclo varisco, registadas pelo aparecimento de episódios vulcânicos de cariz toleítico bimodal (Mata e Munhá, 1990), indicativos de uma situação de rifting intracontinental (Araújo, 2013), em regime distensivo. No final do Câmbrico inferior o regime distensivo que se verificava poderá ter levado à rotura da plataforma carbonatada, com a formação de horsts e grabens que acarretaram a formação de diversas sub-bacias sedimentares (Oliveira et al., 1991; 1992a; Araújo, 2013). Esta situação promoveu uma grande diferenciação paleogeográfica, evidenciada nas sequências sedimentares da ZOM (Oliveira et al., 1991; 1992a). Já no Câmbrico médio ter-se-á iniciado um ciclo transgressivo, que levou à sedimentação de um conjunto terrígeno de sedimentos. No Câmbrico superior considera-se a possível existência de uma lacuna sedimentar, evidenciada pelo não conhecimento de sedimentos desta idade e, pela existência de um nível quartzítico impregnado de óxidos de ferro e manganês, que se considera marcador da discordância Câmbrico-Ordovícico (parte superior da Formação Fatuquedo, Setor de Elvas-Alter do Chão) (Oliveira et al., 1991, 1992a; Araújo et al., 2013).

No sector de Estremoz - Barrancos não se observa a lacuna sedimentar do Câmbrico superior. Neste setor aparenta existir uma passagem gradual dos sedimentos da Formação Ossa (Câmbrico), aos sedimentos da Formação de Barrancos (Ordovícico inferior), o que poderá indicar que a bacia sedimentar onde se depositaram estas formações, se aprofundava para sul (coordenadas atuais) (Araújo et al., 2013).

A descontinuidade observada na sequência sedimentar do Câmbrico superior da ZOM é comum à sequência sedimentar, da mesma idade, na ZCI (Oliveira et al., 1992a; Vaz, 2010; Ribeiro, 2013b). Esta situação é resultante do início da abertura do oceano Rheic, afetando com muito mais intensidade a ZCI do que a ZOM (Romão et al., 2005; Ribeiro et al., 2013). Na ZCI chegaram a originar-se dobras sem clivagem de plano axial e, carreamentos peliculares – fase Sarda (Oliveira et al., 1991; 1992a; Ribeiro et al., 2013), no entanto, na ZOM, esta fase apenas produziu lacunas e paraconformidades (Ribeiro, 2013b).

No Paleozoico inferior, a ZCI e a ZOM estariam localizadas na margem norte do continente Gondwana (coordenadas atuais) (McKerrow et al., 2000 e Matte, 2001, in Ribeiro,

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2013b). Segundo o modelo referido por Ribeiro (2013b), ao fazer alusão ao trabalho de Vera (2004), durante o Ordovícico e o Silúrico, existiu subsidência térmica associada à abertura do oceano Rheic e, o posicionamento da ZOM corresponderia à margem mais profunda e distal de uma plataforma, existindo uma transição para fáceis mais litorais, mais próximas do promontório de Gondwana, à medida que se avançava de sudoeste para nordeste, ou seja, da ZOM para a ZCI, ZAOL e ZC, respetivamente.

A dinâmica distensiva que vigorava durante o Paleozóico inferior (540-420 Ma) e, o posicionamento da Ibéria, condicionou a dinâmica sedimentar da bacia onde se depositaram os sedimentos (Ribeiro, 2013b).

As sequências sedimentares pós-câmbricas da ZCI e da ZOM, até ao final do Silúrico, são diferentes. Esta diferenciação evidencia-se logo a partir do Ordovícico inferior. A sedimentação predominantemente pelítica, caraterística de deposição em ambientes mais profundos, que se observa na ZOM, contrasta com uma sedimentação de fáceis mais superficiais, presentes nas sequências sedimentares descritas para a ZCI (Ribeiro, 2013b).

A sequência sedimentar pós-câmbrica, do Paleozoico inferior do bordo sudoeste da ZCI, iniciou-se com a deposição de sedimentos essencialmente detríticos (Formação Sarnelha = Grupo Vale do Grou = “Complexo Xisto-Arenítico de Urra”). Segundo Vaz (2010), ao fazer referência aos trabalhos de Romão e Oliveira (1995) e Romão et al. (1998), estas unidades sugerem deposição de sedimentos segundo a influência de um leque aluvial deltaico, onde as fáceis mais escuras teriam uma origem lacustre. Esta ideia já era partilhada na síntese apresentada por Oliveira et al. (1992a), onde se fez referência aos trabalhos de Henry et al. (1974) e de McDougall et al. (1987), que referiam a existência de sedimentação clástica litoral com contributo vulcano-sedimentar, associada a uma plataforma continental, com influência de sedimentação fluvio-marinha.

Durante o Arenigiano depositou-se, em discordância por toda a ZCI, uma sucessão transgressiva de origem arenítica e com vasto registo fóssil, indicativa de deposição num ambiente marinho litoral (Formação Serra do Brejo = Formação Quartzito Armoricano). Segundo Romão (2000), a deposição destas sucessões sedimentares que, apresentam variações na espessura e nos tipos de sedimentos observados, podem traduzir a influência de um sistema de falhas ativas que limitam estruturas em horst e graben, ideia evidenciada já por outros autores (Romano, 1982, in Oliveira et al., 1992a).

Entre o Oretaniano e o Berouniano basal, na sequência sedimentar da ZCI encontra-se representado genericamente, uma sequência transgressiva que reflete variações eustáticas do

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nível do mar (Grupo de Cácemes) (Oliveira et al., 1992a; Romão, 2000; Vaz, 2010). Assim, pode observar-se a existência de três episódios de deposição em ambiente de plataforma marinha externa, constituídos por sedimentos essencialmente pelíticos e siltíticos (Formação Brejo Fundeiro; Formação Fonte da Horta; Formação Carregueira = parte superior da Formação Ribeira do Casalinho), intercalados por dois episódios detríticos, formados por arenitos com evidências de caraterísticas tempestíticas, depositados em ambiente de plataforma marinha interna (Formação Monte da Sombadeira; Formação Cabril = parte inferior da Formação Ribeira do Casalinho) (Oliveira et al., 1992a; Romão, 2000; Vaz, 2010).

A partir do Berouniano médio teve lugar uma regressão indiciada pela retoma da sedimentação greso-pelítica, com rotura confinada da crusta, acompanhada de magmatismo ácido, vulcanismo básico e formação de carbonatos recifais em locais restritos da bacia (Oliveira et al., 1992a). A regressão apresenta-se marcada na sequência sedimentar por uma superfície erosiva - Camada do Favaçal e, pelas sequências negativas presentes nas Formações Louredo (= Formação Cabeço de Peão) e Ribeira da Lage, cujos sedimentos foram depositados em ambiente marinho litoral (Oliveira et al., 1992a; Romão, 2000; Vaz, 2010). Segundo Sá (2005), este hiato erosivo pode estar relacionado com a Discordância Sárdica e respetiva movimentação tectónica, o que afetou a deposição das formações do Berouniano médio por toda a Península Ibérica.

Uma nova lacuna estratigráfica antecede a deposição dos sedimentos da formação vulcano- sedimentar de Porto de Santa Ana, no Buçaco. Oliveira et al. (1992a) indicam que esta nova lacuna pode ter sido provocada pela glaciação do final do Ordovícico. A Formação Porto de Santa Ana é restrita à região do Buçaco, torna-se menos espessa para sudoeste, passando a fáceis carbonatadas e mais superficiais. Estas fáceis são indicativas da existência de vulcanismo básico contemporâneo na bacia, o que indica continuação do regime distensivo, neste caso, associado a falhas antigas que poderão ter sido reativadas (Oliveira et al., 1992a).

A partir do Berouniano Superior as condições de sedimentação modificaram-se devido à glaciação do final do Ordovícico. Na transição Ordovícico-Silúrico, prevaleceram sequências regressivas, agora com caraterísticas glaciogénicas, que refletiam variações glacio-eustáticas do mar, em condições litorais (Oliveira et al., 1992a). Estes episódios foram registados com a deposição de materiais detríticos terrígenos regressivos, com passagens de arenitos tempestíticos (Formação Ribeira do Braçal e Ribeira Cimeira) (Oliveira et al., 1992a; Vaz, 2010), assim como, com a deposição em ambiente marinho litoral, de uma sequência maioritariamente negativa, com uma grande extensão regional (Buçaco, Dornes, Mação), constituída por sedimentos glaciogénicos (diamictitos) (Formação Casal Carvalhal). Estes

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sedimentos são indicativos da fusão local de glaciares, que seriam alimentados a partir da calote glaciar que se encontrava sobre o Pólo Sul (centro do continente Gondwana) (Oliveira

et al., 1992a; Oliveira et al., 2000; Ribeiro, 2013b).

Durante o Silúrico, no bordo sul da ZCI a sedimentação iniciou-se pela deposição em ambiente marinho litoral, de arenitos e quartzitos impuros (Formação Vale da Ursa), seguido da deposição em ambiente de plataforma marinha interna, de uma sequência pelítica ampelitosa do Llandovery médio-superior ao Ludlow (Vaz, 2010). Segundo Oliveira et al. (1992a), com base nos trabalhos de Robardet e Doré (1988) e Branchley et al. (1991), durante grande parte do Silúrico inferior prevaleceram condições euxínicas de sedimentação por efeito da deglaciação, o que é refletido no tipo de sedimentos constituintes das formações desta idade. A partir do Wenlock observam-se fáceis areníticas, que refletem a deposição em ambientes pouco profundos (Oliveira et al., 1992a; Oliveira et al., 2000). A deposição da sequência Silúrica terminou com uma sequência mais clástica, silto-arenítica durante o Ludlow superior/Pridoli (Piçarra, 2003; 2007).

A sequência sedimentar ordovícica da ZOM, tal como referido anteriormente, iniciou-se com a deposição de sequências terrígenas finas (Formação Barrancos e Formação Xistos com

Phyllodocites). Devido à presença de alguns géneros de icnofósseis e graptólitos encontrados,

é possível indicar que a deposição se iniciou em ambientes profundos, passando a níveis mais superficiais (níveis superiores da Formação Xistos com Phyllodocites) para o topo da sucessão. Estes dados podem ser indicativos do início de um ciclo regressivo, que se manteve durante a deposição da Formação Colorada (Oliveira et al., 1992a; Araújo et al., 2013). Este contexto é apoiado pelo tipo de fáceis presentes na Formação Colorada, assim como, pela variação de espessura desta formação ao longo da bacia, o que indica ter ocorrido deposição de sedimentos em ambientes litorais (Araújo et al., 2013). Oliveira et al. (1992a) refere ainda, que os níveis conglomeráticos existentes na Formação da Colorada poderão corresponder a episódios de sedimentação glaciogénica.

Não se sabendo a natureza do limite inferior desta unidade, os primeiros níveis de xistos negros presentes, pertencentes ao Silúrico inferior, indicam que o ambiente sedimentar se tornou gradualmente euxínico devido à deglaciação, ficando propício ao desenvolvimento de organismos planctónicos (e.g. graptólitos). Este ambiente manteve-se durante parte do Silúrico, refletindo as condições euxínicas de sedimentação aquando da deposição de grande parte dos sedimentos da Formação Xistos com Nódulos.

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Com a presença de águas mais superficiais e, a entrada de mais oxigénio na bacia sedimentar, as condições de sedimentação mudaram no final do Silúrico e isso repercutiu-se nas litologias observadas (parte superior da Formação Xistos com Nódulos e Formação Xistos Raiados) (Perdigão et al., 1982; Araújo et al., 2013).

A glaciação do final do Ordovícico afetou a deposição dos sedimentos em ambas as zonas, existindo fortes evidências da sua ação nas sequências sedimentares da ZCI e da ZOM. Já no final do Ordovícico e, no Silúrico inferior a médio, foram as condições de deglaciação que influenciaram a deposição, com o aumento do nível médio do mar, o que condicionou a deposição dos sedimentos em condições euxínicas, tal como descrito anteriormente. No Silúrico superior os ambientes de deposição começaram a mudar, refletindo ambientes mais superficiais.

Na ZCI, durante o Silúrico terminal/Devónico basal verificou-se um regime de plataforma marinha interna, de águas pouco profundas na parte meridional, de que são prova, entre outras, as faunas bentónicas de braquiópodes, bivalves e crinóides, estes mais ligados a

ambientes que levaram à formação de carbonatos (Formação de Dornes) (Oliveira et al.,

1992a; Piçarra, 2003).

Segundo Araújo et al. (2013), a sequência sedimentar da ZOM a partir do Devónico Inferior, foi caraterizada pela existência de uma plataforma argilo-carbonatada distal com pequenos recifes, que a ocidente (coordenadas atuais) se teria diferenciado numa depressão profunda. Evidências da existência destes ambientes deposicionais diferentes estão representadas nos sedimentos das formações, depositadas durante o Devónico Inferior de Barrancos (Formação Xistos Raiados, Monte das Russianas e Terena). Durante o Devónico Inferior a sedimentação começou, igualmente, a ser afetada por mudanças no regime tectónico, com o início da subdução da margem sudoeste da ZOM (presença de olistólitos nas Formações Terena e Monte das Russianas) (Piçarra, 2000; Araújo, 2013; Araújo et al., 2013). Segundo Oliveira et al. (1992a), a partir do Devónico Médio verificou-se a existência de um novo episódio não deposicional, o que pode ser explicado pelo início da colisão continental, que levaria à subducção do bordo sul da ZOM para norte e, viria a originar a Cadeia Varisca. Entre o Silúrico terminal e o Devónico Médio, o regime de subducção dos oceanos paleozoicos (420-390 Ma) induziu à formação de uma estreita bacia pós-arco (Paleotétis) que separou a Placa Armórica, da Placa Ibérica (Ribeiro, 2013b).

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Na ZOM, durante o Carbónico inferior depositou-se o Complexo Vulcano-Sedimentar de Toca da Moura (Pereira et al., 2006b; Oliveira et al., 2013b). Este complexo é interpretado como tendo sido depositado numa bacia intra-arc, associado ao arco magmático representado pelo Maçico de Beja, que se instalou no bordo sul (coordenadas atuais) da ZOM (Oliveira et

al., 1991; Oliveira et al., 2013b). Já no Carbónico superior, depositaram-se em bacias

sedimentares intramontanhosas, os sedimentos continentais da Formação Santa Susana. Inicialmente conglomeráticos, indicativos de importante episódio tectónico de levantamento e erosão, passam a topo, a sedimentos de depósitos aluvionares continentais (Domingos et al., 1983, Oliveira, et al., 1991; Carvalhosa e Zbyszewsky, 1994; Almeida, et al., 2006; Oliveira

et al., 2007a; Machado et al., 2012).

A colisão continental iniciou-se por volta dos 390 Ma e terminou no final do Carbónico (300Ma), com o Orógeno Varisco edificado (Ribeiro, 2013b).

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Capítulo 3