MINA DAS OLGAS - CASTELO BRANCO-MOGADOURO
Em Novembro de 2012 publiquei algumas Fotografias ilustrando um pequeno texto a propósito da exploração mineira nesta freguesia de Castelo Branco e no caso a Mina das Olgas. Foi sempre meu propósito aprofundar este tema, mesmo tendo recebido uma equipa do Instituto Europeu de Mineralogia que acompanhei aos vários locais de exploração, não abdiquei de continuar as pesquisas para aprofundar e melhor conhecer este tema fascinante em todos os contextos. O documento que aqui trago ajuda em muito o conhecimento desta mina sobretudo na composição dos seus metais, localização, data de registo entre outros.
SOBRE O ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO E MINERALIZAÇÃO DA MINA DE OLGAS (CASTELO
BRANCO — MOGADOURO, TRÁS-OS-MONTES)
M. BERNARDO DE SousA
Departamento dc Mineralogia e Geologia, Universidade de Coimbra
RESUMO — A mina de Olgas situa-se aproximadamente a 8 km para SW
de Mogadouro, no distrito de Eragança e constitui uma antiga concessão
de exploração de chumbo, hoje abandonada.
A mineralização (BPCG) encontra-se sobretudo em filões quartzosos
brechóides e também preenchendo pequenas fracturas, sendo a ganga
constituídaÀpeosrcaqlauarertgzioo,nafrlaagmmeinnatosdedOe lgxaisstoe,nqaulgadurma-sfeeldnsapazotonaeGcalolariitceo.
-Transmontana [de A. Ribeiro (1970)], sendo as rochas encaixantes do
jazigo os filádios e inetagrauvaques, considerados de idade silúrica. Do
ambiente geológico local destaca-se a presença do uma complexa unidade
calco-silicatada, mineralizada com scheelite.
Algumas considerações quanto à origem das mineralizações sugerem
que elas poderiam representar soluções hidrotermais ligadas a uma fase
tardia da cristalização do granito de Bruçó.
ABSTRACT — On the geological environment and mineralization of Olgas mine
(Mogadouro — Trás-os-Montes). Olgas mine is an ancient concession for lead
located at 8 km SW of Mogadouro, in the district of Bragança (NE
Portugal).
Mineralization (BPCG) occurs in brecciated quartz veins and fills
some minor faults, the gangue being quartz, shist fragments, some feldspar
and chlorite.
The country rocks are phyllites and greywackes belonging to the
Galaico-Transmontan zone [of A. Ribeiro (1970)] considered of Silurian
age. A complex calc-silicate unity mineralized with scheelite is found
in the surrounding rocks.
Speculations about the origin of mineralizations suggest they could
represent late hydrothermal ore solutions related with the last stages of
Bruçó’s granite crystalization.
RÉSUMÉ — Cadre géologique et minéralisation de Ia mine d’olgas (Mogadouro, Trás-
-os-Montes). Ancienne concession pour le plomb, la mine d’Olgas est
40
située 8 km au SW de Mogadouro (district de Bragança, NE du Por
tugal). La minéralisation (BPCG) affecte surtout des filons de quartz
bréchifiées, la gangue étant constituée par du quartz, des fragments de
schistes, acessoirement de feldspath et de la chlorite.
À l’échelle régionale, la mine d’Olgas est située dans la zone Galaico
-Transmontaine [de A. Ribeiro (1970)] ici représentée par des phyllades
et de grauwackes supposés d’âge Silurien. À l’échelle locale, ii convient
de signaler l’ocurrence d’une intercalation calc-silicatée complexe renfer
mant de la scheelite.
L’origine de la minéralisation serait due à des solutions hydrother
males tardives en rapport avec les derniers stades de cristailisation du gra
fite de Bruçó.
A mina de Olgas constitui uma antiga exploração essencial—
mente de Pb, cuja concessão consta do registo n.° 2138 de 21
de Julho de 1945 (Garcia, 1946), e se encontra abandonada há
uns anos. A exploração fez-se ao longo de algumas galerias na
base dum pequeno morro.
Neste trabalho apresenta-se o estudo da estrutura geológica
encaixante e mineralogia do jazigo, dando-se especial relevo à
petrografia das rochas encaixantes.
A mina de Olgas localiza-se na região que vulgarmente se
designa por Trás-os-Montes Oriental, no lugar de Olgas, fregue
sia de Castelo Branco, concelho de Mogadouro, distrito de Bra
gança. A região é servida pela EN 221 que liga Freixo de Espada-
-à-Cinta a Mogadouro e pela estrada que serve a povoação de
Meirinhos e que junto a Castelo Branco liga à EN 221. Caminhos
vicinais dão acesso ao local a veículos tipo jipe ou tractor. Por
caminho-de-ferro a região é servida pela linha do Sabor, com
estação em Bruçó, a escassos quilómetros do local.
2. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO
2.1 — Geologia regional
À escala regional a área em estudo integra-se no extremo S-SE
da chamada zona de Galiza média-Trás-os-Montes, segundo o
Fig. 1 — Localização da região da mina de Olgas e esboço geológico
de Trás-os-Montes Oriental (adaptado de Ribeiro, em Conde
ei ai., 1971).
41
esquema de Matte modificado por Ribeiro (1970). Mais concre
tamente situa-se no limite que separa o domínio do Douro Infe
rior do domínio Centro-Transmontano (ver esquema da fig. 1).
42
A mina de Olgas propriamente dita enquadra-se neste último
domínio, ou sej a na sua subzona do grupo «flysch» (série trans
montana) (Ribeiro et ai., 1~65, e Conde et ai., 1971). Quanto à lito
logia desta subzona trata-se fundamentalmente duma alternância
de xistos (fihitos e filitos quartzosos) e metagrauvaques, com inter
calações de quartzitos, liditos, ampelitos, alguns metavulcanitos
e ainda calcários e rochas calco-silicatadas. A litoestratigrafia
estabelecida seria, de baixo para cima: uma série pré-vulcânica
(xistos, xistos quartzosos, grauvaques e quartzitos), a que se
segue um complexo sedimento-vulcânico, uma série flyschóide,
e por último a série dos xistos e grauvaques culminantes.
São formações consideradas de idade silúrica (em parte, pos
sível silúrico-devónico), mas com uma fácies característica, a que
se atribui a designação de fácies transmontana (Ribeiro, 1970).
No que diz respeito à tectónica, a região foi afectada essen
cialmente por três fases de deformação. A primeira fase originou
dobras deitadas desenvolvendo uma clivagem de plano axial, e
que é responsável pelo essencial da estrutura da região (Ribeiro,
1970). À segunda fase atribui-se a formação de dobras monoclí
nicas com clivagem de crenulação no plano axial, tendo afectado
os minerais fihitosos neoformados em S1. A terceira fase dá lugar
ao aparecimento de dobras com plano axial subvertical, fazen
do-se acompanhar por uma clivagem de crenulação. Uma quarta
fase é também assinalada, mas em domínios muito locais.
2.2 — Geologia local, morfologia e tectónica
Em anexo apresenta-se uma carta geológica da área envol
vente do jazigo. Em linhas gerais verificamos que a regiãà é
atravessada por um cavalgamento principal, sensivelmente E-W,
acompanhado por um outro subsidiário, e que corresponde ao
cavalgamento que separa a chamada zona exterior da zona inte
rior [série transmontana (Ribeiro, em Conde et ai., 1971)~. A ver
dade é que este cavalgamento separa formações de características
completamente distintas na litologia e na deformação. O caval
gamento em si apresenta-se sob a forma de uma larga zona de
esmagamento, sendo nalguns locais visível uma caixa de falha
(com 0,5 m e mais) preenchida por xisto esmagado e argila, frag
mentos de quartzo, quartzito, etc. A N do cavalgamento as for
mações apresentam-se com maior deformação e metamorficamente
GEOLOGIA DA ÁREA DA MINA DE OLGAS
— -
FILAO DE QUARTZO
ORIENTAÇÂO E PENDOR DE
FOLIAC~O
CCNCESSAO DA MINA DE
OLGAS
0 0.5 1k,,
OEP65ITOS ALUVIONARES RECENTES
COMPLEXO DE XISTOS AROOSIF EROS. FILÁDIOS
ZONA EXTERIOR E GRAUVAOUES
lOominio do Douro
Inferiori LINTERCALAC~ES DE DUARTZITOS
CAVALGAMENTO PRINCIPAL
o
E)
D
o)
SUBSIDIÁRIO
—/—— FALHA/FALHA PROVÁVEL
ZONA INTERIOR
IDomioio Trans
montano)
ROCHAS CALCOSILICATAOAS 1 C/ INTERCALAC~E5
DE FINOS LEITOS DE XISTOS BIOTITICOS E XIS
TOS QUARTZOSDSI
XISTOS QUARTZO- FELDSpÃTICOS
ROCHAS BÁSICAS METAMORF ZADAS
INTERCALAÇ605 DE QUARTZITOS XISTÓIOES
COMPLEXO DE FILÁDIOS E METAGRAUVAOUES
43
são mais evoluídas. Duma maneira geral a disposição das forma
ções é paralela ao cavalgamento principal (E-W) na sua proxi
midade. Contudo para N do cavalgamento subsidiário modifi
ca-se bastante a direcção, orientando-se de E-W para NE-SW.
Toda a região está bastante afectada por fracturação, falhas cuja
disposição mais frequente é NE-SW, NW-SE e ainda N-S, bas
tante importantes. Dado este jogo de cavalgamentos e falhamento
intenso a tectónica local é bastante complexa.
No que respeita à litologia em si veremos a seguir com mais
pormenor a sua descrição. Assim anota-se a existência, a N do
cavalgamento, de xistos sericíticos e sericítico-quartzosos, meta
grauvaques, quartzitos xistóides, r. básicas metamorfizadas, xistos
quartzo-feldspáticoS e rochas calco-silicatadas (com intercalação
de xistos biotíticos, xistos quartzosos, etc.). A S do cavalga
mento ocorrem essencialmente xistos ardosíferos, filitos e filoni
tos, metagrauvaqueS e quartzitos.
Assinala-se ainda a presença de densa rede de filonetes de
quartzo, muitas vezes cortando a xistosidade, nas rochas a N d&
cavalgamento, enquanto a S são muito menos abundantes. Obser
va-se também um sistema de filões quartzosos, de aspecto leitoso,
brechóides, lenticulares e com espessuras que raramente ultrapas
sam os 0,5 m (um ou outro ultrapassa 1 m), dispondo-se numa
orientação NE-SW, muito raramente NW-SE a N-S. Alguns
destes filões encontram-se mineralizados com sulfuretos.
A morfologia da região podemos dizer que é suave, com.
pequenas colinas arredondadas, cujo desnível de cotas pouco ultra
passa os 100 m, correspondendo dum modo geral os pontos mais
elevados às cristas quartzíticas. A orientação das cristas é apro
ximadamente E-W, junto ao cavalgamento, inflectindo por vezes
levemente para WNW e ENE, passando a NE-SW, mais para N,
e talham a estrutura principal da região.
2.3 — As rochas encaixantes — descrição petrográfica
Como metodologia, e porque as suas características são dis
tintas, iremos considerar as rochas encaixantes dentro de dois
grupos, englobando no primeiro grupo as rochas que ocorrem a S
do cavalgamento (zona exterior), e no segundo as que se encon
tram a N (zona interior).
44
Assim teremos:
xistos ardosíferos negros
Zona exterior (a S do caval- filádios e filonitos
gamento) metagrauvaques
quartzitos
filádios e filádios quartzosos
unidade calco-silicatada
metagrauvaques
Zona interior (a N do caval- quartzitos xistóides
gamento) xistos com albite-epídoto-tremolite
-actinolite
xistos quartzo-feldspáticos
rochas filonianas
2.3.1 — Zona exterior (a S do cavalgamento)
a) Xistos ardosíferos (filitos) negros Macroscopicamente são
xistos negros, que em secção normal à xistosidade apresentam
como que restos de outros materiais (fragmentos de materiais
mais esbranquiçados), com o aspecto de uma metabrecha. Os
fragmentos, angulosos, lenticulares, estirados e, por vezes, arre
dondados, que chegam a ultrapassar os 2 cm, alinham perfeita
mente com a xistosidade (estratificação!) (fot. 1). É numa amos
Fot. 1 — Aspecto macroscópico do xisto ardosífero em secção nor
mal à foliação.
tra deste tipo que se notam, na superfície xistosa, indícios fossilí
feros, mal preservados. A acção de deformação e metamorfismo
transformou a rocha no que poderemos chamar fflito negro.
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Ao microscópio revela-se uma estrutura lepidoblástica, de
granulado muito fino, em que os constituintes principais são o
quartzo, sericite, plagioclase (albite!), mais raros moscovite e
clorite, biotite, pontuações de matéria carbonosa e ainda esfena,
leucoxena, zircão e opacos (óxidos de ferro). A clorite e sericite
formam bandas flexuosas. Em determinadas bandas estes minerais
flexuosos têm pleocroísmo acastanhado e fazem lembrar a biotite.
Os fragmentos que referimos, vistos ao microscópio, podemos
considerá-los como sendo de xistos quartzosos, x. quartzo-grafitosos,
grauvaques, quartzitos finos, etc., apresentando granulado fino, cuja
textura está perfeitamente integrada na textura global da rocha.
Notam-se figuras «kinks~ afectando a foliação da rocha.
De acordo com o Prof. Cotelo Neiva (comunicação pessoal)
interpretaríamos a formação desta rocha pressupondo que a
par de material silto-argiloso são carreados outros materiais para
a bacia de sedimentação formando uma brecha, que, posteriormente,
por acção da deformação e metamorfismo se transformou
em metabrecha, ou neste caso, no que poderemos chamar um
xisto ardosífero (ou filito).
b) Filádios e filonitos — Englobamos aqui o conjunto de
xistos cinzento-negros, listrados, constituídos por alternâncias
milimétricas de finos leitos esbranquiçados, com finos leitos sedo
sos mais escuros. Localmente algumas destas rochas encontram-se
intensamente conturbadas com muitas microdobras, diversamente
orientadas, que atribuímos a acções tectónicas locais (falha
mento intenso), e é o que designamos por filonitos. Na realidade
trata-se de fihitos em que ao microscópio é possível observar finos
leitos quartzo-feldspáticos, alternando com estreitas bandas mais
micáceas. Os minerais presentes são a sericite, clorite, quartzo
-albite, esfena, zircão, pontuações (raras) de turmalina. A esfena
é relativamente abundante e os cristais atingem, por vezes 0,5 mm.
Nos filitos propriamente ditos pode notar-se a existência de
uma foliação S1 (coincidente com S0) e uma foliação S2 correspon
dente a uma clivagem de fractura.
Localmente, em zonas mais deformadas estas rochas são
atravessadas por vénulas de quartzo e feldspato, sinuosas, onde
aparece clorite empacotada com forma vermicular, e ainda cris
tais de esfena bem desenvolvidos.
c) Metczgrauvaques — Macroscopicamente são rochas negras,
compactas, com leve foliação xistosa e granulometria fina.
46
Ao microscópio apresentam textura clástica, típica dos grau
vaques, onde se observam grãos detríticos de quartzo e plagio
clase (albite), ligados por uma matriz argilo-micácea, quartzosa,
muito fina. O material micáceo bordeja os clastos, mas não há
orientação dos minerais. Os constituintes são o quartzo, sericite,
caalbrbitoen, orsaarae mmoastceorviaitel me ucitlooritfein,o.zircAãog, rapnountlouamçeõtersia dneãomuatlétrriaa
passa 0,2 mm. Nota-se certa alteração da plagioclase para clorite
e sericite.
Trata-se de metagrauvaque com textura relíquia de grauva
que. Contudo, algumas amostras apresentam clastos já alongados,
óxidos de ferro e turmalina, além dos constituintes indicados,
com desenvolvimento de uma foliação bem definida, o que parece
indicar uma rocha metamorficamente mais evoluída.
d) Quartzitos — São rochas cinzento-negras a claras, por
vezes com tonalidades avermelhadas devido a óxidos de ferro,
com grãos de quartzo visíveis macroscopicamente, e que pode
ríamos designar por grés quartzosos (ortoquartzito).
Ao microscópio observa-se uma textura «mortar» na desig
nação de Spry (1969), constituída por grãos detríticos de quartzo
que vão até 0,8 mm, com esfericidade por vezes alta, separados
uns dos outros por uma matriz formada por um mosaico de peque
nos cristais de quartzo, com contactos serrilhados. Os bordos
dos grãos de quartzo maiores ocorrem também frequentemente
serrilhados. A mica branca não é muito abundante e são como
que finas palhetas que ordinariamente se intercalam à volta dos
grãos maiores.
Estão presentes raras pontuações e minúsculos cristais de
turmalina, um ou outro grão de feldspato muito alterado, raros
opacos e ainda raros pequenos cristais de zircão.
No afloramento mais a E, o quartzito contacta com o xisto
negro e por vezes forma como que um filão quartzoso brechóide
com quartzo e xisto negro tomando o aspecto de brecha de falha.
A espessura e direcção dos quartzitos é variável, apresen
tando afloramentos cuja espessura é de vários metros até peque
nas bancadas, perdendo-se, por vezes, a sua continuidade, mas
a direcção oscila em valores próximos de E-W. O pendor, embora
com valores variáveis, é, no entanto, constante, para N.
2.3.2 — Zona interior (a N do cavalgamento principal)
A unidade predominante é constituída por filádios e filádios
quartzosos, onde se intercalam quartzitos xistóides, uma unidade
fundamentalmente calco-silicatada (com finas intercalações de xis
tos biotíticos e xistos quartzosos), metagrauvaques, rochas básicas
metamorfizadas e xistos quartzo-feldspáticos. Como rochas filo
nianas assinala-se a presença de filões de quartzo e um pequeno
filão de pórfiro quartzoso.
a) Filádios e filádios quarizosos — É a unidade em que se
encaixa o jazigo e que ocupa maior extensão no esboço geoló
gico. São rochas cinzento-negras (junto à mina de Olgas), a cin
zento-esverdeadas, com tons castanho amareladas, quando alte
radas, de aspecto sedoso brilhante (luzente). Na superfície de xis
tosidade é possível observar a existência de uma lineação bem
visível, e, por vezes, duas lineações fazendo entre si um ângulo
de 45°. Em corte normal à xistosidade pode observar-se a alter
nância de bandas claras mais gresosas com bandas mais escuras,
filitosas, predominando as bandas mais gresosas (mais quartzo
sas). Vénulas e lentículas de quartzo sinuosas são muito frequen
tes na rocha.
Ao microscópio observa-se a alternância de bandas quartzo
sas com bandas micáceas, em que as primeiras, geralmente, têm
uma espessura de 2 a 3 mm e as micáceas 1 mm. É o que sucede
nas rochas onde se encaixa o jazigo. Há, contudo, amostras que
são formadas quase exclusivamente de mica branca formando um
feltro (sericite). Se bem que a textura dominante sej a lepido
blástica, algumas rochas, apresentam, porém, aspectos de milo
nitização.
A associação mineralógica, por ordem de abundância, é a
seguinte: quartzo, mica branca (sericite), clorite, biotite, albite,
moscovite, opacos (óxidos de ferro e alguma matéria carbonosa),
apatite e calcite.
O quartzo é o mineral essencial e distribui-se quase exclusi
vamente nas bandas gresosas, formando um mosaico fino, no
seio do qual se instalam a biotite, clorite, feldspato e apatite.
A granulometria é fina, sobressaindo alguns cristais de 0,2 a 0,4 mm.
A mica branca, que ao microscópio nos parece ser sericite,
forma um feltro constituindo as bandas micáceas e contém opacos.
47
48
A clorite distribui-se por alguns domínios. Assim encon
tram-se palhetas de clorite nas bandas quartzosas, muitas vezes
como alteração de biotite. Outras vezes forma como que finas
bandas entre as bandas sericíticas. Ocorre ainda frequentemente
nas vénulas de quartzo e sobretudo nas paredes desta. É quase
sempre verde, pleocróica, e com cores de polarização muito baixas.
A biotite ocorre nas bandas quartzosas, é castanha, com
granulometria à volta de 0,2 a 0,3 mm, e forma alinhamentos
com a foliação geral, parecendo ser devida ao metamorfismo
regional. Apresenta halos negros pleocróicos, e, por vezes, está
transformada em clorite.
A moscovite é muito rara, mas certas palhetas identificámo
-las como tal.
A calcite aparece nas bandas quartzosas, insinuando-se por
entre os cristais de quartzo, clorite e biotite. Atinge os 0,3 mm,
mas não é muito abundante e não aparece em todas as amostras,
ocorrendo, porém, em localizações variadas.
Nos filonetes de quartzo que atravessam a rocha estão, por
vezes, presentes também calcite, clorite e feldspato.
Estes fiitos possuem uma foliação geral (xistosidade) que
corresponde a foliação de fractura-dobra correspondendo à xisto
sidade principal. Esta xistosidade encontra-se, porém, deformada,
quer por microdobramentos, quer pela existência de «kinks» nas
bandas sericíticas.
b) Unidade calco-silicatada —Trata-se de uma unidade um
tanto complexa, sobre a qual nos iremos debruçar em trabalho
futuro, não só para analisar com mais pormenor a sua composi
ção, mas ainda para saber do seu interesse económico, uma vez
que detectámos estar mineralizada com scheelite.
Na generalidade é um afloramento com orientação NE-SW,
estendendo-se por mais de 2 km, e com uma largura que atinge
por vezes cerca de 100 m. O pendor varia entre 350 a 45°N. Há
também uma pequena mancha um pouco a NE desta, mas com
maus afloramentos.
Trata-se efectivamente de uma alternância de leitos de «skarn»,
embora não típico, com rochas calco-silicatadas, com mais raras
intercalações de finos leitos de xistos negros biotíticos e ainda
xistos quartzíticos. Encaixa-se nos filádios quartzosos, que, por
vezes, também aparecem no seu interior.
As rochas calco-silicatadas são as que constituem melhores
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Fot. 2 — Aspecto macroscópico da r. calco-silica
tada apresentando dobras mesoscópicas.
conjunto alterna com outras zonas mais claras, mais alteradas,
mais facilmente quebráveis, que é o que consideramos como
«skarn», e que por alteração se desfazem facilmente.
Descreveremos fundamentalmente as r. calco-silicatadas. Ao
microscópio observam-se finas bandas com orientação bem defi
nida constituindo os finos leitos xistosos negros milimétricos que
se vêem macroscopicamente, formados principalmente por alinha
mentos de opacos (ilmenite e pirrotite, possível matéria carbo
49
afloramentos, e são rochas de tonalidade verde escura, bastante
duras (tipo corneanas) onde se nota macroscopicamente a pre
sença de minerais metálicos (pirrotite e arsenopirite), e que por
alteração se cobrem com uma forte capa acastanhada de óxidos
de ferro. Em pormenor sobre amostra de mão, verifica-se que
são alternâncias de finos leitos verdes com mais finos leitos xis
tosos negros, acompanhados por fina banda mais esbranquiçada,
apresentando dobras mesoscópicas de estilo similar (fot. 2). Este
4— Memórias e Notícias N.° 79
nosa), leucoxena e esfena bordando a ilmenite, esfena, e ainda
zoizite, tremolite mais rara, quartzo, plagioclase, clorite e apa
tite, que alternam com bandas de textura granoblástica, de gra
nulado mais grosseiro, os cristais atingindo 1,5 a 2 mm. Aqui
os minerais presentes são principalmente a zoizite e clinozoizite,
epídoto, tremolite-actinolite, oligoclase-andesina, quartzo, dióp
sido, calcite, fluorite, apatite, esfena, zircão e opacos (arsenopirite,
pirrotite, rara calcopirite). Por vezes o granulado é mais grosseiro
e embora se notem os alinhamentos de ilmenite, leucoxena e
esfena, não há porém distinção acentuada na mineralogia das
bandas, estando sobretudo bem desenvolvidos os cristais de zoi
zite e clinozoizite, que ultrapassam os 2 mm. Aparecem também
bandas onde domina fundamentalmente a tremolite-actinolite
(fots. 3 e 4).
Fots. 3 e 4 — Aspecto microscópico da r. calco-silicatada. (L. N.)
No tipo de rocha que consideramos como «skarn», além dos
minerais atrás referidos assinala-se também a presença de vesu
vianite e diópsido mais abundante, e scheelite. A scheelite é mais
rara nas calco-silicatadas.
Intercalados nestas rochas aparecem alguns leitos de xistos
biotíticos negros constituídos por alinhamentos de minerais de
biotite e pontuações de opacos (grande parte de matéria carbo
nosa), alternando com bandas mais quartzosas. Os minerais
50
presentes são o quartzo, biotite, albite, clorite, apatite, raros cris
tais de zoizite e zircão. Aparecem alguns cristais de biotite-cross,
o que sugere uma formação de biotite posterior (fot. 5), e somos
de opinião que poderá estar relacionada com possível metamor
fismo de contacto.
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Fot. 5— Xisto biotítico com matéria carbonosa e desenvolvimento
de pequenos cristais de biotite-cross (visíveis no centro da fot.,
por ex.) (L. N.).
Quanto aos xistos quartzíticos são rochas esbranquiçadas com
xistosidade bem marcada, de aspecto sedoso, macroscopicamente
semelhantes aos quartzitos xistóides, mas mais físseis. Possuem
um granulado muito fino, essencialmente constituído por um
mosaico de quartzo, onde se intercalam palhetas de sericite, for
mando estas também bandas continuas, responsáveis pela xisto
sidade. Aparecem também clorite, feldspato, raras pontuações de
turmalina, raros grãos de zircão e um ou outro cristal de zoizite.
Estas rochas são atravessadas por pequenos filões e filonetes
de quartzo, existindo também vénulas e concentrações de calcite.
c) Metagrauvaques — São rochas cinzento-acastanhadas, de
granulado fino, que se intercalam entre os filádios quartzosos, a
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52
maior parte das vezes em leitos estreitos. São mais frequentes
para SE da unidade calco-siicatada, onde os próprios xistos
adquirem tonalidades mais castanho-amareladas, devendo esta
zona corresponder à série de xistos e grauvaques culminantes
reconhecida por A. Ribeiro (em Conde ei ai., 1971).
Na generalidade ao microscópio salienta-se a presença de
clastos de quartzo e feldspato (albite maclada e possível feld
spato K), cuja granulometria ronda os 0,3 a 0,5 mm, numa matriz
de granulado muito fino constituída essencialmente por quartzo,
feldspato e sericite, onde se verifica também a presença de biotite
entre os restantes cristais. A sericite forma ainda alinhamentos
contínuos que conferem uma certa foliação à rocha.
Além dos minerais citados aparecem também clorite, alguma
moscovite, apatite, zircão, opacos e pontuações de turmalina.
d) Quarizitos xistóides (sericíticos) — São rochas claras, de
granulometria muito fina, com foliação bem evidente, de superfície
sedosa. Por vezes são atravessadas por vénulas quartzosas.
Ao microscópio verifica-se a existência de clastos de quartzo
maiores (0,3 a 0,7 mm), dispersos num mosaico finamente gra
nular, recristalizado em estrutura suturada (textura mortar). Há
um certo alongamento nos cristais de quartzo. Os cristais são
bordados por finas palhetas de mica branca (sericite), formando
a sericite também bandas contínuas que conferem a foliação à
rocha, e onde por vezes aparecem cristais de clorite e moscovite.
As películas de sericite têm muitas vezes coloração ferruginosa,
devido à circulação de fluídos provenientes de vénulas quartzosas.
O quartzo forma mais de 95 00 da rocha e como acessórios
aparecem alguns opacos (óxidos de ferro e possíveis sulfuretos)
e zircão.
Aparece mica branca bem cristalizada nas paredes dos filo
netes de quartzo, impregnada com óxidos de ferro. São estas
rochas que formam os relevos mais pronunciados e patenteiam
a estrutura regional. A sua espessura ultrapassa, por vezes,
os 50m.
e) Xistos com albite-efrndoto-tremolite-actinoijie — (r. básicas
metamorfizadas).
Macroscopicamente são rochas de cor verde, quase sempre
muito alteradas, tornando-se por alteração castanho-esverdeadas,
de fragmentação muito fácil, apresentando uma ténue foliação.
Os afloramentos são maus.
53
Ao microscópio revelam uma textura pórfiro-nematoblás
tica, com porfiroblastos de anfíbola que atingem os 2 mm, defi
nindo certa orientação, embora possam aparecer com orientações
diversas. Salienta-se também a presença de cristais de feldspato
com 0,4 mm, por vezes maclados, mas sempre com muitas inclu
sões, sobretudo de epídoto, e ainda grânulos de ilmenite e óxidos
de ferro rodeados por esfena (e leucoxena) com 0,7 mm. Os
minerais presentes são os seguintes: anfíbola (35 a 40 %), felds
pato (15 a 20 Oo), quartzo (~ 15%), epídoto (~ 15%), esfena,
leucoxena, óxidos de ferro (ilmenite), clorite, biotite e apatite.
A anfíbola é do tipo tremolite-actinolite, aparecendo sob a
forma de porfiroblastos e ainda cristais menores, prismáticos.
Está quase sempre bordada por grãos de epídoto, que aparecem
também no seu interior. Parece estar a transformar-se em cio
rite, apresentando-se muitos dos porfiroblastos em retalhos de
clorite e actinolite com grânulos de epídoto pelo meio.
Em relação ao feldspato parece tratar-se de albite, contendo
bastantes inclusões de epídoto e pequenas palhetas de anfíbola.
Apresenta-se frequentemente maclada, embora as inclusões ofus
quem um pouco as maclas.
O epídoto ocorre sobretudo na forma de pequenos grãos,
alguns idiomórficos, bordando a anfíbola, ou no seio delas e do
feldspato. Parece existir alguma zoizite. Por vezes insinua-se
através de clivagens de anfíbola.
Interessantes são as coroas de esfena e leucoxena rodeando
a ilmenite (óxidos de ferro) (fot. 6). Por vezes o óxido de ferro
já desapareceu totalmente.
O quartzo encontra-se em pequenos cristais formando, às
vezes, pequenos mosaicos, e outras vezes dispõe-se entre os outros
cristais, mas sempre com granulometria fina. Também contém
pequeninas inclusões de palhetas de anfíbola.
A clorite é fundamentalmente derivada da alteração da anfí
bola.
Numa amostra verifica-se a presença de escassos pequenos
cristais de biotite, por vezes em palhetas alongadas, dando passa
gem a clorite e anfíbola.
Nesta amostra verifica-se também que alguns cristais de
epídoto são bastante maiores.
A apatite ocorre em raros pequenos cristais dispersos.
f) Xistos quartzo-feldspáticos — São rochas que macroscopi
54
camente apresentam coloração clara, com uma foliação que pode
mos considerar gneissica, e que em secção se notam como que
pequenos «olhos», que não são mais do que porfirobiastos de
quartzo e feldspato. A superfície de foliação é sedosa.
Ao microscópio nota-se uma textura pórfiro-grano-lepidobláS
tica em que cristais de quartzo e feldspato bem desenvolvidos
(3 mm), mais ou menos orientados com a foliação, se distribuem
numa massa constituída por um fino mosaico de quartzo e mica
branca (fundamentalmente sericite), definindo esta finas pelí
culas contínuas responsáveis pela foliação da rocha (fot. 7). A peli
~
~~
~ ~:
Fot. 6— Coroa de leucoxena Fot. 7 — Aspecto do xisto quar
rodeando a ilmenite nos xistos tzo-feldspático (Nic +).
com albite - epídoto - tremolite -
- actinolite (L. N.).
cula sericítica circunda os porfiroblastos. Essencialmente temos,
portanto, a presença de quartzo, feidspato, mica branca, ciorite,
e muito rara biotite, apatite e alguns opacos.
O feldspato é de dois tipos: ortoclase e albite. A ortoclase
é mais abundante, em porfiroblastos maiores (3 mm) idiomórficos
e outras vezes apresentando contornos arredondados, e aparece
frequentemente maclada com macia de Carlsbad. A albite forma
alguns porfiroblastos mais pequenos, idiomórficos com macias
polissintéticas. A ortoclase apresenta ainda aspectos de pertiti
zação e alguns cristais estão a alterar para clorite e até com for55
mação de biotite. Contém também inclusões de quartzo em desen
volvimento.
O quartzo, xeno a hipidiomórfico, forma porfiroblastos e
constitui a maior parte do mosaico englobante. Os porfiroblastos
são por vezes arredondados, outras vezes sem forma definida, alon
gando-se com a foliação. Apresentam uma extinção rolante, e a
extinção confere-lhes até aspectos semelhantes a macias polissin
téticas, devido certamente às acções de «stress~ sofridas. A mica
branca, que classifico como sericite, ocorre, como finas palhetas,
entre o mosaico de quartzo e forma os alinhamentos referidos.
A clorite encontra-se também como palhetas e forma alguns
alinhamentos. Outras vezes provém da alteração da ortoclase.
A biotite é rara, mas observam-se alguns pequenos cristais,
de pleocroísmo verde azeitona a verde claro, entre os cristais do
mosaico quartzoso, e, outras vezes, em zonas penetrando a orto
clase, já com certa transformação para clorite, e ainda espora
dicamente à volta de um ou outro opaco.
A apatite forma pequenos grãos dispersos.
A designação desta rocha é no sentido que lhe é atribuído
por Williams, Turner & Gilbert (1954).
Esta rocha forma o pequeno afloramento apresentado no
esboço geológico, mas encontra-se também uma estreita interca
lação com cerca de 1 m de espessura, próximo ao afloramento
da unidade calco-silicatada, para SE (coordenadas militares:
M = 314,700; P = 479,500), concordante com os xistos e em
direcção N3OE, pendendo 44°N.
g) Rochas filonianas — Em toda a área são frequentes as
vénulas e filonetes quartzosos. Alguns pequenos filões quartzo
sos, lenticulares, brechóides, quartzo leitoso, atravessam as rochas
referidas, sobretudo os filitos e calco-silicatadas, algumas vezes
com mineralização de sulfuretos. Apresentam uma orientação
NE-SW, e mais raramente próximo de NW-SE a N-S. As pos
sanças vão de alguns centímetros a 1 m. Macroscopicamente
encontram-se mineralizações de calcopirite, pirite, galena, e óxidos
de ferro. Estes pequenos filões parecem ser mais frequentes na
unidade calco-silicatada.
Merece ainda uma referência especial um pequeno filão com
cerca de 10 cm de espessura, com orientação N40°E, inclina
ção 80 N, que ocorre no ponto da coordenada M = 314,08,
P 479,170, que classifico como um pórfiro quartzoso. Macros
56
copicamente é uma rocha clara, onde são visíveis o quartzo e
feldspato, e ainda cristais bem desenvolvidos de arsenopirite.
Ao microscópio é constituído por fenocristais de ortoclase,
plagioclase e quartzo, ou ainda agregados de plagioclase ou quartzo
de cristais maiores (0,5 a 0,8 mm) englobados numa massa quartzo
-feldspática (Fk e plagioclase) de granulado muito mais fino,
formando um mosaico.
A ortoclase ocorre em cristais que chegam a ultrapassar 2,5 mm,
idiomórficos, por vezes com macla de Carlsbad e aspectos pertí—
ticos, alguns dos quais apresentam certa alteração para sericite.
Os fenocristais de quartzo são de menores dimensões (1,8 mm),
xenomórficos, de contactos lobados e serrilhados. Alguns cristais
maiores encontram-se como que retalhados em numerosos pequenos
cristais devido a «stress» sofridos.
A plagioclase é do tipo oligoclase, com maclas polissintéticas,
em cristais por vezes bem desenvolvidas (1 mm), ocorrendo tam
bém na massa de granulado fino.
Salienta-se ainda a existência de arsenopirite em cristais
idiomórficos que vão até cerca de 4 mm, relativamente abundan
tes e a alterar para farmacosiderite ou escorodite. Por vezes encon
tram-se totalmente substituídos em pseudomorfoses.
Observam-se também agulhas de rútilo, numerosas nalguns
pontos, por vezes com macla característica.
Vêem-se ainda pequenos cristais de turmalina e mais raros
de zircão.
3. ESTUDO DA MINERALIZAÇÃO
Como já referimos no início, a concessão da mina de Olgas
encontra-se abandonada há anos. Foi-nos possível fazer algumas
observações e colher algumas amostras na entrada de quatro
galerias localizadas a diferentes cotas junto à base do pequeno
morro que dá para o Alto do Fichado. Neste momento (1974)
as entradas das galerias já se encontram entulhadas, o que não
nos permitiu rever observações anteriores (1973). Algumas amos
tras foram também recolhidas em pequenas escombreiras.
A mineralização ocorre ao longo de falhas preenchidas por
quartzo, xisto esmagado e argila, formando, por vezes, pequenos
filões quartzosos. Há um filão de quartzo, lenticular, minerali
57
Fot. 8 — Cloritização do xisto
no contacto com filonete quart
zoso (L. N.).
Fot. 9 — Empacotamento de
clorite em filonete quartzo
-feldspático (observa-se tam
bém apatite). (L. N.).
zado, que poderá representar o filão principal, com direcção e
pendor N45°E, 83°S, com possança variável, de 15 a 40 cm.
O sistema de fracturas locaimente visível apresenta orientações que
vão de N-S a N200E com pendores 45 W a 80 N, e ainda N35 E
a N40°E, 45° a 60°N. A mineralização parece ser mais abundante
no cruzamento destas fracturas. Verifica-se também que o filão
atrás referido está rejeitado de 1,5 m por uma das falhas com
direcção N35°E e pendor 45°N.
A ganga é essenciaimente constituída por quartzo leitoso,
brechóide e fragmentos de xistos, cimentados por quartzo numa
estrutura em «cockade». Outras vezes o quartzo tem uma cor
cinzento-esverdeada devido a inclusões de restos de xistos. Assi
nala-se também a presença de feldspato potássico (ortoclase)
e piagioclase nos filões quartzosos, ou constituindo vénulas e
nódulos no xisto. A ortociase atinge por vezes 1 cm, com macia
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de Carlsbad. A plagioclase parece ser a albite e ocorre em cris
tais de menores dimensões, maclados polissinteticamente. Um e
outro apresentam intensa deformação, e filonetes de quartzo
insinuam-se através deles. Estão bastante alterados para clorite
e sericite.
58
Um outro fenómeno importante é a cloritização visível nos
filões e seu contacto. A clorite, esverdeada, dissemina-se por
entre os cristais de quartzo e feldspato, e os bocados de xisto
e o xisto encaixante apresentam também cloritização no contacto
(fots. 8 e 9). A cloritização da biotite das paredes poderá repre
sentar uma reacção do tipo: 2 K (Mg, Fe)3 Ai Si3 010 2+ 4 H~ —~
—,A1 (Mg, Fe)5 Ai Si3 010 (OH)8 + (Mg, Fe)2+ + 2 K~ + 3 SiO2
(Meyer e Hemley, 1967).
Existem inúmeras lentículas e veios quartzosos, quer acom
panhando as falhas, quer nos xistos, concordantes ou atravessan
do-os, por vezes com mineralização, sendo visíveis cristais xeno
mórficos de calcopirite.
Nas zonas brechóides os prismas de quartzo formam agre
gados radiais à volta dos fragmentos de xisto. Por vezes obser
vam-se cristais de quartzo zonados.
3.1 -~ Microscopia dos minérios
Nas superfícies polidas que observámos foram identificados
os seguintes minerais metalíferos:
Minerais hipogénicos Minerais supergénicos
Galena Cerrussite
Bienda Covelite
Calcopirite Calcocite
Pirite Bornite
Cubanite Malaquite
Pirrotite (?) Azurite
Limonite
Minerais hipogénicos
A galena ocorre em cristais (por vezes cubos com 1 cm de
aresta) incrustando cristais de quartzo, e vénulas de galena atra
vessam o quartzo. Observam-se também vénulas de galena com
calcopirite e pirite entre vénulas de quartzo-leitoso que ladeiam
os fragmentos de xisto. Normalmente está finamente cristali
zada. Apresenta-se a alterar para cerussite, covelite e limonite,
sobretudo ao longo das clivagens (fots. 10 e 11). Há partes com
pletamente substituídas, em que por vezes se observam texturas
rítmicas colofórmicas de covelite, cerussite e limonite (fots. 12
e 13). Outras vezes a substituição é maciça para cerussite. A microFot.
10 — Substituição da
galena por cerussite ao
longo das clivagens (L. R.).
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Fot. 11 — Substituição da galena
por covelite e cerussite (L. R).
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Fots. 12 e 13 — Aspecto de substituição da galena por covelite e cerus
site com deposição de limonite, em textura colofórmica (L. R.).
60
dureza Vickers da galena deu valores entre 74,2 e 79,5 kg/mm2
(carga de 100 g). Cotelo Neiva (1956) em análise geoquímica da
galena de Olgas refere os seguintes valores de elementos menores:
0,1 a 0,01 % de Ag, Ai, Cu, Fe, Sb, Si; 0,01 a 0,001 % de As,
Ca; 0,0001 % Mg; 0,001 a 0,0001 ~ Mn.
A bienda encontra-se em filonetes ou vénulas atravessando o
xisto e o quartzo, e ainda em cavidades no quartzo. Apresenta
uma coloração negra-acastanhada. Ao microscópio molda e inclui
cristais idiomórficos de quartzo, mas não apresenta outras inclu
sões. Revela-se homogénea. Raras inclusões de blenda encon
tram-se na calcopirite. A microdureza Vickers da blenda apre
senta valores entre 274 e 285 km mm2 (carga de 100 g).
A calcopirite insinua-se por entre o quartzo, à volta dos
fragmentos de xisto e das pontuações dispersas na ganga. Con
-tém inclusões de cubanite e mais raras de blenda, estas quase
sempre idiomórficas (fot. 14) que interpreto como representando
núcleos de crescimento simultâneo, mais do que exsoluções ou
substituição.
Fot. 14 — Inclusões idiomórfi- Fot. 15— Substituição da cal
cas de bienda na calcopirite. copirite (branco) por calcocite
(L. R. . (cinzento com fracturas), cove
lite (cinzento mais claro, por
vezes em contacto com a cal
copirite) e limonite (L. R.).
61
á.,. 1
á:
Fots. 16 e 17— Exsoluções de cubanite (branco) na calcopirite (cin
zento esbranquiçado). Notar ainda a substi ~uição da calcopirite por
covelite (lamelas irradiando das fracturas), esta substituída por cal
cocite (cinzento-escuro) com precipitação de limonite. Na fot. 16, canto
superior esquerdo, a substituição é por bornite. A cubanite está
também a ser substituída por cubanite cúbica (cinzento) (L. R.).
A cubanite ocorre exclusivamente em exsoluções na calcopi
rite, sob a forma de grânulos e lamelas alongadas segundo as
clivagens da calcopirite (fots. 16 e 17). Apresenta ordinariamente
pleocroismo visível indo do branco acinzentado a cinzento escuro,
e ainda forte anisotropia. Esta é a cubanite ortorrômbica de
A calcopirite está a ser substituida ao longo das clivagens
por covelite e limonite e outras vezes bornite, por sua vez subs
tituída por covelite ou calcocite. Outras vezes é substituida por
calcocite que forma texturas colofórmicas com a covelite, limonite
e malaquite (fot. 15).
A microdureza Vickers varia entre 213 e 221 kg/mm2, com.
um valor em 249 kg/mm2 (para uma carga de 100 g).
A pirite encontra-se disseminada por entre os cristais de
quartzo e bocados de xisto, existindo por vezes vénulas de pirite
finas que atravessam os fragmentos de xistos do filão, ocorrendo
também em filonetes de quartzo que penetram o xisto. Forma.
agregados de cristais, por vezes idiomórficos, de granulometria
muito fina. A microdureza Vickers dá valores entre 1681
e 2054 kg/mm2 (carga de 100 g).
1.
á ,~.r» ,
62
~Wytenbogaardt e Burke (1971). Observa-se a sua substituição
por cubanite cúbica (cubanite II de Ramdohr, 1969), sobretudo
-ao longo dos bordos. Por vezes verifica-se uma orla de covelite
à volta da cubanite, substituindo possivelmente a calcopirite,
pois verifica-se que a substituição da calcopirite por covelite e
limonite ao longo de fracturas (ou clivagens) pára de encontro à
cubanite. Observam-se também grânulos e lamelas de cubanite
no seio de covelite resultante da alteração da calcopirite, tendo
esta desaparecido totalmente.
No seio das exsoluções de cubanite, e raramente, observam-se
minúsculos grânulos mais brilhantes, amarelo-rosados, bastante
anisotrópicos, de difícil extinção, apresentando pontuações escuras
de alterações, e que consideramos tratar-se de pirrotite.
Minerais su~ergénicos
A cerussite resulta da alteração da galena, substituindo-a
totalmente, ou formando redes intrincadas ao longo das clivagens
(fot. 10).
A covelite ocorre como mineral de substituição da calcopi
rite e galena. Na calcopirite vêmo-la ao longo de clivagens dando
lugar a precipitação directa de limonite. Outras vezes encontra-se
ao lado da calcocite. Substitui a galena sob a forma de lamelas
que dão passagem a cerussite e ocorre também em texturas
rítmicas de covelite (em contacto com a galena), cerussite,
limonite (fots. 12 e 13).
A calcocite resulta da alteração da calcopirite. Encontra-se
directamente em contacto com a calcopirite e também com a
covelite.
Identificámos como bornite um mineral que aparece a subs
tituir a calcopirite ao longo da clivagem sendo depois substituído
pela covelite ou calcocite, e que apresenta as características
apontadas por Gaspar (1967).
A malaquite e a azurite são minerais de alteração que macros
copicamente se observam disseminados, preenchendo cavidades e
fracturas, sendo a malaquite relativamente abundante, e esporá
dica a azurite.
A limonite ocorre como precipitação a partir dos minerais
supergénicos formando estruturas colofórmicas a partir de cove
lite, calcocite e cerussite, ou preenchendo fracturas.
63
*
* *
Relativamente à cronologia de formação dos minerais, o que
~as relações entre os cristais nos sugerem é que o quartzo terá sido
o primeiro mineral a desenvolver-se. De notar, porém, que cris
tais de quartzo apresentam duas e três zonas de crescimento o
que poderá indicar duas a três fases de soluções diferentes, e que
portanto o quartzo se terá formado ao longo de todo o período de
deposição.
A blenda e a calcopirite cristalizariam simultaneamente, englo-.
bando porém cristais idiomórficos de quartzo. A pirite parece
ser-lhes anterior. A galena é dos últimos a formar-se, pois engloba
o quartzo e a calcopirite, parecendo, por vezes, substituir esta.
3.2 — Difractometna e geoquímica da bienda
Microscopicamente a blenda apresenta-se homogénea, sem
inclusões e zonamento visível. Estudos difractométricos permitiia
ram-nos comparar as reflexões (531) (20 — 114°) obtidas para a
blenda de Olgas, com as mesmas reflexões obtidas por Sims e
Barton (1961) (e cujo método é referido também por Gaspar, 1968),
para misturas mecânicas de blendas com percentagens moleculares
diferentes de FeS, tendo-se verificado que não há separação em
dois picos das radiações Koc1 e Kx2, indicando, pois, não existir
zonamento na blenda de Olgas (a obtenção dos difractogramas foi
feita num aparelho Philips nas condições indicadas por aqueles
. . autores: «radiaçao Cu, Koc; velocidade do gornometro por
8
minuto; M — 8 x 1; CT 16~; velocidade do deslocamento do
papel: 800 mm/hora).
Por difractometria determinámos também o a0 da blenda
que deu um valor de 5,4120 A° (tendo sido usado como padrão
o F2Ca, baixa velocidade, comparando o pico (531) deste com o
pico (531) da bienda). Entrando com este valor no gráfico
apresentado por Barton e Toulmin (1966) (representando a
curva a0 (A°) = 5,49093 + 0,00056 37 X — 0,000004 10 7 X2,
onde X = % molecular de FeS na blenda, com um desvio padrão
64
de 0,0006 A), que permite determinar a 00 molecular de FeS
na blenda função do a0, obtém-se um valor aproximado de 6 % FeS.
O teor em Fe e alguns elementos menores foram também deter
minados por Absorção Atómica (análises do Dr. Fernando Gomes
da Silva, deste Departamento) que forneceu os seguintes resul
tados: Fe: 41124 ppm; Cu: vestígios; Mn e Co: inferiores ao limite
de detecção do aparelho. Considerando desprezíveis os valores
dos outros elementos, verificamos que a blenda apresentaria um
valor de 6,47 % FeS, valor este próximo do valor determinado por
difractometria (considerando o desvio padrão de 0,0006 A°).
Se com este valor de FeS, e atendendo a que a bienda está
em equilíbrio com a pirite, procurássemos determinar a tempera
tura de formação da blenda segundo Sims e Barton (1961) obte
ríamos um valor entre 290 e 650°C, ou um valor máximo de 670°C,
segundo Barton e Toulmin (1966). Devemos ter, contudo, pre
sente, as limitações que a bienda apresenta como termómetro
geológico, como estes últimos autores já assinalaram, e sobretudo
para extrapolações abaixo dos 500°C.
Aquele valor máximo é decerto exagerado, pois, como vimos,
as exsoluções de cubanite revelariam, segundo Ramdohr (1969),
uma temperatura entre 250 a 300 C, ou pelo menos abaixo dos 400 C
segundo Barton e Skinner (1967). Admitimos que aquelas exso
luções são resultado de um abaixamento de temperatura e não
um reequilíbrio por exsolução reflectindo temperaturas anteriores
mais baixas (Stanton, 1972, Barton e Skinner, 1967).
Podemos, portanto, sugerir uma temperatura de formação
próxima dos 300°C.
4. CONSIDERAÇÕES FINAIS
Procuraremos sintetizar aqui algumas notas mais salientes
dos dados que acabamos de expor e ao mesmo tempo tecer algu
mas considerações que, julgamos, poderão contribuir para ajudar
a esclarecer a origem das mineralizações da região de Olgas. Temos,
todavia, consciência de que nos faltam dados importantes, sobre
tudo no que se refere a distribuição e controlo da mineralização
em profundidade, para que estas sugestões tenham um suporte
mais válido.
65
Verificámos, pois, que:
a) A ganga é constituída por quartzo, fragmentos de xisto,
feldspato, clorite, apatite e rara turmalina;
b) Cloritização e silicificação das paredes dos filões e dos
fragmentos de xisto;
c) A clorite está presente em muitas das vénulas e filone
tes de quartzo que atravessam as rochas encaixantes;
d) As mineralizações ocorrem fundamentalmente no sistema
filoniano com orientação NE-SW;
e) O pequeno filão de pórfiro quartzoso com orientação
idêntica aos filões quartzosos, e contendo arsenopi
rite, parece correlacionar-se com os filões quartzosos;
f) Acções metassomáticas são evidentes na área (por ex.
a nível da unidade calco-siicatada);
g) Parece delinear-se um leve metamorfismo de contacto
representado pelos pequenos cristais de biotite-cross
nos xistos biotíticos, intercalados na unidade calco
-silicatada;
h) A mineralização de scheelite na unidade calco-silicatada
integrar-se-ia assim num tipo de mineralização metas
somática (pneumatolítica) de contacto;
i) A temperatura de formação do jazigo de Olgas leva-nos
a considerá-lo como depósito mesotermal.
As rochas ígneas aflorantes mais próximas situam-se cerca
de 3 km para SE da área e são o granito de Fonte Santa (para N
do qual, a 250 m, se situa o jazigo scheelítico de Lagoaça) e o
granito de Bruçó. Segundo Conde et ai. (1971), o primeiro «é um
granito moscovítico, de grão médio a fino, por vezes com tur
malinw>. O segundo, «é um granito de duas micas, de grão
médio a grosseiro, por vezes com megacristais de turmalina».
Ainda segundo aqueles autores, a mineralização de scheelite de
Fonte Santa estaria relacionada com o granito de Bruçó, sendo
posterior à sua intrusão, e estaria geneticamente relacionada com
o sistema de filões mais recentes NE-SW. É este precisamente
o sistema filoniano predominante na área da mina de Olgas e
que contém a mineralização.
Parece-nos, portanto, de admitir que as soluções hidroter
mais responsáveis pelas mineralizações na área da mina de Olgas
5— Meinória~ e Notícias N.° 79
66
terão algo a ver com o granito de Bruçó (que em profundidade
se prolongaria para a área em estudo), representando, possivel
mente, uma fase tardia da sua cristalização.
Agradecimentos Devo ao Sr. Prof. Doutor J. M. Cotelo Neiva a
sugestão da realização deste trabalho, para o qual me facultou um esboço
geológico preliminar da área envolvente do jazigo, na escala 1 10 000,
feito pelo Sr. Manuel Maria Azevedo, sob sua orientação. Ao Sr. Prof. Dou
tor Cotelo Neiva agradeço também todos os esclarecimentos dados durante
parte da realização deste trabalho.
Ao Instituto de Alta Cultura exprimo o meu reconhecimento pelos
subsídios concedidos que tornaram viável a sua realização.
Ao Sr. Manuel Maria Azevedo agradeço a sua sempre dedicada ajuda
na revisão do levantamento geológico.
Ao colega Dr. Fernando Gomes da Silva os meus agradecimentos
pela preciosa colaboração na determinação de análises químicas.
Aos colegas L. Nabais Conde, J. M. Farinha Ramos, A. Ferreira Pinto
e A. A. Soares de Andrade agradeço todas as sugestões e contribuição para
o esclarecimento de dúvidas.
Na preparação laboratorial deste trabalho agradeço a colaboração de
todos os funcionários do M. L. M. G. da Universidade de Coimbra, em
especial os Srs. A. Gândara Gaspar (Raios X), H. D. P. Moura (desenho),
J. C. Vilela e A. N. da Silva (lâminas delgadas e superfícies polidas), A. F. V.
Rodrigues (dactilografia do manuscrito) e P. 5. M. Coutinho (fotografia).
BIBLIOGRAFIA
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Isaías Cordeiro
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