Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena

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Geologia de Portugal, Volume I – Geologia Pré-mesozóica de Portugal. Editores: R. Dias, A. Araújo, P. Terrinha & J. C. Kullberg. © 2013, Escolar Editora
II.2.4. Mineralizações no sector português
da Zona de Ossa-Morena
A. Mateus1, J. Munhá2, C. Inverno3, J. Matos4, L. Martins5,
D. Oliveira6, A. Jesus7, R. Salgueiro8
Prólogo
O presente trabalho é dedicado a Vítor M. J. Oliveira, um prociente geólogo do Serviço de
Fomento Mineiro (SFM) e Instituto Geológico e Mineiro (IGM) que dedicou toda a carreira
prossional (1966-2003) ao aperfeiçoamento do conhecimento geológico sistemático sobre
as Zonas de Ossa-Morena (ZOM) e Sul-Portuguesa (ZSP). São da sua autoria contribuições
valiosas para a Geologia do SW Ibérico, elucidando questões lito-estratigrácas críticas e
fornecendo elementos inovadores a sucessivas campanhas de prospecção e pesquisa que
resultaram em várias novas descobertas, como as jazidas de Estação e Lagoa Salgada (ZSP)
e Enfermarias e Alagada (ZOM). O seu entusiasmo, dedicação e perseverança despertou e
inspirou muitas vocações em geólogos juniores que com ele tiveram a possibilidade de tra-
balhar, os quais puderam sempre contar com apoio incondicional e orientação esclarecida.
1
Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) – amateus
@fc.ul.pt
2
Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) – jmunha
@fc.ul.pt
3
Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG/LGM), Unidade de Recursos Minerais e Geofísica; Cen-
tro de Recursos Minerais, Mineralogia e Cristalograa (CREMINER – LA/ISR) – carlos.inverno@lneg.pt
4
Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG/LGM), Unidade de Investigação de Recursos Minerais e
Geofísica – joao.matos@lneg.pt
5 Serviços de Minas e Pedreiras, Direcção Geral de Energia e Geologia – Luis.Martins@dgeg.pt
6
Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG/LGM), Unidade de Recursos Minerais e Geofísica –
daniel.oliveira@lneg.pt
7
Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) – Ana.
jesus@fc.ul.pt
8
Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG/LGM), Unidade de Recursos Minerais e Geofísica; Cen-
tro de Recursos Minerais, Mineralogia e Cristalograa (CREMINER – LA/ISR) – rute.salgueiro@lneg.pt
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Figura 1. (A) – Mapa geológico simplicado da ZOM incluindo o posicionamento dos principais sistemas mine-
ralizantes (numerados conforme indicação na Tabela I). (B) – Faixas com potencial mineiro (adaptado de Oli-
veira, 1986). Ver g. a cores na pág. XI do Anexo, no nal deste volume.
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1. Introdução
A evolução geodinâmica da ZOM, embora encerre ainda várias questões controversas, pode
ser inferida com base na análise das formações tectono-estratigrácas que representam a
essência da sua arquitectura. Tal envolve o estudo da variação sistemática das características
paleogeográcas, sedimentares, magmáticas, metamórcas e estruturais, necessariamente
complementado com dados paleontológicos e termo-cronológicos adequados. As diferentes
contribuições que constituem este livro procedem à revisão do estado da arte sobre outros
aspectos distintivos da evolução geodinâmica da ZOM; consequentemente, estes assuntos
não serão retomados no presente trabalho. Importa, contudo, salientar que os processos
(bio-) geológicos activos desde o ciclo Cadomiano e percorrendo todo o ciclo Varisco, gera-
ram um número elevado de contextos favoráveis ao desenvolvimento de diversos sistemas
mineralizantes, conforme é documentado pela presença de vários depósitos, jazidas e ocor-
rências minerais com idade, bem como contexto geológico e geoquímico distintos (Tabela
I; Fig. 1A). O exame geral dos dados disponíveis sobre os tipos de mineralização até ao
momento reconhecidos na ZOM constitui o principal objectivo deste trabalho e será sinte-
ticamente reportado no sentido de identicar as características fundamentais e avaliar o seu
potencial económico.
Figura 2. Investimentos em prospecção e pesquisa mineral
entre 1990 e 2006 em Portugal continental.
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2. Tipos de mineralização
Muito embora não exista informação precisa para um número signicativo de sistemas
mineralizantes conhecidos (Tabela I, Fig. 1A), é digna de nota a tendência manifestada por
estes para desenvolver agregações geográcas/geotectónicas, suportando a delimitação de
várias faixas com potencialidade mineira. Estas faixas (Fig. 1B), sobrepondo-se grosseira-
mente aos principais Sectores lito-estratigrácos da ZOM (Oliveira, 1986; Oliveira et al.,
1991; Araújo et al., 2006), tomam as designações seguintes, de norte para sul: (1) Arronches
– Campo Maior; (2) Alter do Chão – Elvas; (3) Sousel – Barrancos; (4) Arraiolos – Sto. Aleixo;
(5) Montemor-o-Novo – Ficalho, também denominada Faixa Magnetítico-Zincífera; e (6)
S. Cristóvão – Beja – Serpa, a qual inclui a Faixa de Pórros identicada em vários artigos
e relatórios técnicos (e.g. Silva, 1948; adeu, 1965; Carvalho et al., 1971; Schermerhorn,
1981; Oliveira, 1984, 1986, 1992; Martins et al., 1998). Uma sétima faixa, Ferreira do Alen-
tejo – Mombeja – Beja, deverá ser adicionada a este inventário, justapondo-se ao Complexo
Oolítico de Beja – Acebuches (COBA – e.g. Mateus et al., 1998b; Tornos et al., 2004). Uma
sinopse dos dados disponíveis para as mineralizações prevalecentes em cada uma destas
faixas será apresentada nas secções seguintes.
2.1. Faixa de Arronches – Campo Maior
Esta faixa sobrepõe-se à Cintura Blastomilonítica e incorpora dois tipos de mineralização
(Tabela I, Fig. 1A): (1) ouro orogénico; e (2) sulfuretos maciços (vulcanogénicos?) meta-
morzados.
A mineralização de ouro orogénico (mesotermal) ocorre em S. Martinho e em Algueirei-
ras – Nave de Grou – Mosteiros (Portalegre), a sul e norte da zona de cisalhamento Tomar-
-Badajoz-Córdoba, respectivamente. As sequências anbolíticas e na fácies dos xistos ver-
des, respectivamente, pertencentes à Série Negra (Neoproterozóico), hospedam os sistemas
mineralizantes. Os domínios enriquecidos em Au ocorrem ao longo das transições metas-
sedimentares/metavulcânicas, nomeadamente as que envolvem xistos quartzo-biotíticos/
/anbolitos (ou gneisses anbólicos) ou metavulcanitos siliciosos. Rochas félsicas a intermé-
dias, formando pequenas intrusões porríticas ou horizontes de natureza vulcanoclástica
ocorrem na proximidade dos domínios auríferos. Os processos de alteração relacionados
com a mineralização incluem silicicação, cloritização, sericitização e carbonatização; este
último é pervasivo em metavulcanitos félsicos de Algueireiras – Nave de Grou – Mosteiros,
dando origem a dolomite ferrífera maciça ou semi-maciça, com disseminações de fuch-
site acessória. A mineralização forma disseminações, por vezes connadas a determinados
horizontes da sequência hospedeira (estratóide), ou ocorre em veios e lonetes de quartzo,
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localmente formando redes anastomosadas (tipo stockwork). Na sua essência, inclui pirite e
pirrotite, podendo a arsenopirite ser abundante ou estar ausente; como minerais acessórios
salienta-se a löellingite, calcopirite, ouro, ilmenite, realgar, barite e turmalina (Inverno et al.,
1995; Inverno, 1997). Em S. Martinho, reconhecem-se duas gerações de ouro, a última das
quais representando o principal evento mineralizante (Oliveira, 2001; Oliveira et al., 2001a,
2001b, 2007). O ouro I ocorre em lonetes de quartzo paralelos à foliação que incorporam
arsenopirite, pirite (duas gerações) e calcopirite; o ouro II ocorre em lonetes discordantes
de quartzo, contemporâneos da geração (tardia) de arsenopirite, pirite e calcopirite, para
além de pirrotite e löellingite. Os uidos envolvidos na mineralização Au (I) são metamor-
fogénicos e, em função da sua composição, podem ser classicados em dois grupos prin-
cipais: (1) uidos aquo-carbónicos (H2O-CO2-CH4) de salinidade baixa (10 wt% eq. NaCl)
que revelam homogeneização sob temperaturas () de 245-521˚C; e (2) uidos aquosos
do tipo H2O-NaCl-Ca(Mg)Cl2 com salinidades variáveis (1 a 18 wt% eq. NaCl) e  para
fase líquida, predominantemente entre 112ºC e 162oC. Na génese da mineralização Au (II)
intervêm uidos do tipo H2O-NaCl, hipersalinos (32-62 wt% eq. NaCl), contendo cloretos
de Na/Mg/K/Fe e CaCO3; estes uidos apresentam  global, por desaparecimento da bolha
gasosa ou de cristais-lho, de 270 a > 550oC, e são, presumivelmente, de origem magmática,
relacionando-se com intrusões graníticas de idade Tardi-Varisca.
As mineralizações metamorzadas de sulfuretos maciços (ricas em Cu) de Tinoca e Azei-
teiros (NW de Campo Maior), sujeitas a exploração desde tempos Romanos, são enquadra-
das por rochas do complexo gneíssico-migmatítico de idade Neoproterozóica disposto ao
longo da zona de cisalhamento Tomar-Córdoba. Em Tinoca a mineralização estratiforme
compreende magnetite (semi-)maciça com calcopirite e pirite intersticial, identicando-se
ainda quantidades acessórias de esfalerite, galena argentífera e de ouro (vulgarmente acima
de 1 ppm). A estrutura mineralizada, com espessura aproximada de 55 m e extensão superior
a 1000 m, contempla dois níveis de sulfuretos semi-maciços com 200 m de extensão e até 20
m de possança, explorados até 185 m de profundidade. As mineralizações desenvolvem-se
no seio de gneisses/migmatitos que registam processos de cloritização, moscovitização e
silicicação, ocorrendo ainda barite. Um nível granoblástico silicioso rico em dissemina-
ções de calcopirite, pirite e magnetite, e cortado por veios irregulares contendo esses mine-
rais, tem sido interpretado (em conjunto com os gneisses félsicos) como o muro dos corpos
mineralizados. Em Azeiteiros, a mineralização semi-maciça e disseminada com espessura
variável entre 20 e 40 m é essencialmente composta por calcopirite (2,2% Cu), pirite, pirro-
tite e magnetite, e foi explorada até 110m de profundidade, desenvolvendo-se ao longo de
um corredor de cisalhamento subvertical com direcção N20ºW a N30ºW que afecta meta-
-riólitos na proximidade de anbolitos (Oliveira, 1986; Vairinho e Fonseca, 1989; Beck,
1997; Matos e Rosa, 2001; SIORMINP, 2002).
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2.2. Faixa de Alter do Chão – Elvas
Esta faixa (Tabela I, Fig. 1A) sobrepõe-se ao Sector lito-estratigráco homónimo e inclui
várias ocorrências de Cu, Pb e Zn associadas a rochas metavulcânicas félsicas do Câmbrico
Inferior, assim como mineralizações de Zn-Pb em veios de quartzo que cortam a Forma-
ção Carbonatada da mesma idade, como é o caso da que se localiza em Torre das Figuei-
ras (Monforte) no domínio de contacto com o maciço granítico de Santa Eulália (Oliveira,
1986). A Formação Carbonatada do Câmbrico Inferior também hospeda o skarn de ferro
(27-40% Fe) de Alagada (Porto Xico) no contacto com o complexo ígneo de Elvas. Este
depósito compreende várias lentículas concordantes de magnetite que apresentam pirite,
pirrotite e scheelite como minerais acessórios; as lentículas estendem-se por ≈400 m e apre-
sentam espessura variável entre 2,7 e 9,5 m, encontrando-se cobertas por ≈10 m de aluvião
Quaternário (Gonçalves e Assunção, 1979; Oliveira, 1986; SIORMINP, 2002).
O alinhamento NW-SE dos complexos plutónicos mácos/ultramácos de Alter do Chão
– Elvas (com predominância de gabros), instalados durante o Paleozóico Inferior em estreita
associação com rochas hiperalcalinas de composição essencialmente sienítica (Carrilho Lopes
et al., 1997 e referências citadas), encerra também potencialidade metalogenética signica-
tiva. Neste contexto geológico, a mineralização melhor conhecida corresponde a um horizonte
semi-maciço de magnetite com 0,5% V2O5 (Beck, 1996) que, gerado no decurso da diferencia-
ção magmática, se desenvolve ao longo de ≈1400 m no seio de gabros pertencentes ao domínio
NW do corpo de Alter do Chão. Estudos recentes, promovidos pela RioNarcea Gold Mines
S.A. (Dias et al., 2006; Pinto et al., 2006) na região de Cabeço de Vide – Alter do Chão, revelam
ainda alguns indicadores no que respeita a mineralizações de EGPt e Au relacionadas com
os processos de fraccionação das unidades ultramácas deste complexo ígneo ou com a sua
serpentinização; os conteúdos máximos em Pt, Pd e Au obtidos até ao momento cifram-se em
357, 817 e 139 ppb, respectivamente. Valores anómalos em Ni, Cu e Co (6065, 612 e 163 ppm,
respectivamente) foram igualmente registados para estas rochas.
A intrusão de Santa Eulália (309-290 Ma – Pinto e Andrade, 1987), nomeadamente a
fácies granítica interna porrítica, hospeda mineralização magmático-hidrotermal de cassi-
terite, volframite, scheelite, sulfuretos de metais básicos, arsenopirite e pirite (Inverno, 1975;
Oliveira, 1986; Carrilho Lopes, 1989). A mineralização distribui-se por veios e lonetes
subverticais de quartzo com direcção N40º-50ºW e espessura média < 15 cm, cujos encos-
tos apresentam greisenização intensa (incluindo uorite); a cassiterite (moscovite, uorite
e apatite) predomina no domínio SE da área mineralizada, contrastando com o maior enri-
quecimento em volframite (ferberite) e sulfuretos no domínio NW da mesma área. Adicio-
nalmente, pequenas massas de greisen, desenvolvidas na intersecção das principais famílias
de fracturas (N40º-50ºW e NE-SW), revelam enriquecimentos em cassiterite e scheelite;
a génese das porções greisenizadas aparenta ser anterior à formação dos veios de quartzo.
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Depósitos aluvionares e eluvionares contendo cassiterite e ilmenite, bem como volframite
subsidiária e minerais de elementos do Grupo das Terras Raras, foram explorados nesta
mesma área com produções que, em Pereira de Cima, atingiram 41t de cassiterite e 35,6t de
ilmenite em 1969 e 28,2t de cassiterite em 1970 (adeu e Aires-Barros, 1973; Gonçalves e
Zbyszewski, 1975; Inverno, 1975; Goinhas e Viegas, 1983; Oliveira, 1986).
2.3. Faixa de Sousel – Barrancos
Esta faixa (Tabela I, Fig. 1A) estende-se ao longo do Sector lito-estratigráco de Estremoz-
-Barrancos e inclui um número elevado de sistemas mineralizantes epigenéticos cupríferos,
muitos deles explorados durante o século  e décadas iniciais do século  (Rhoden,
1956; Gomes et al., 1959; Mendes, 1967; Barros, 1968; Gaspar, 1968, Cerveira, 1972, 1975;
Oliveira, 1984, 1986; Matos e Rosa, 2001; Mateus, 2001; Mateus et al., 2003c).
O grupo predominante de mineralizações cupríferas é representado pelas antigas minas
de Aparis, Bofeta, Miguel Vacas, Mociços, Urmos, Minancos, Bugalho, Zambujeira e Mos-
tardeira. Nestes sistemas, os lões mineralizados são controlados por zonas de falha de
desligamento NNW-SSE ou, mais vulgarmente, com direcção variando entre NNE-SSW
e ENE-WSW. Estas estruturas comportam preenchimentos hidrotermais polifásicos, bre-
chicados, constituídos por quartzo, carbonato (dolomite ferrífera, siderite e/ou calcite),
sulfuretos (calcopirite, pirite, arsenopirite, esfalerite, pirrotite e galena) e sulfossais (tetrae-
drite-tenantite), e são, por norma, hospedadas em sequências metassedimentares espessas e
monótonas de idade Paleozóica. Os enriquecimentos supergénicos são comuns, conduzindo
ao desenvolvimento de associações minerais constituídas por (hidr-)óxidos de ferro, mala-
quite/azurite, cuprite, liebethenite, atacamite, crisócola e covelite. Estruturas como Mostar-
deira, Bugalho e Almagreira evidenciam ainda indícios em Au (>1,5 ppm), vericando-se
uma boa correlação entre os conteúdos em Au e As (Stephan, 1986; Matos e Rosa, 2001).
De acordo com os dados disponíveis, é possível relacionar a génese das mineralizações com
actividade hidrotermal associada à propagação e reactivação das zonas de falha, envolvendo
uidos com salinidade baixa a moderada. Os metais depositados polifasicamente docu-
mentam a descarga focalizada de uidos após circulação pervasiva (regional) através das
sequências metassedimentares Paleozóicas de onde lixiviaram o conteúdo metalífero. Con-
siderando a solubilidade do Cu em sistemas hidrotermais, o principal metal nestes sistemas
mineralizantes, estima-se que a deposição sob a forma de calcopirite tenha ocorrido sob T ≈
260-300ºC e 10-33 < a(O2) <10-28 como resultado da acção de diferentes mecanismos, embora
a despressurização se agure como o mais ecaz; a lixiviação do Cu a partir dos metassedi-
mentos deverá ter acontecido sob T ≈ 325-375ºC e a(O2) <10-40, assumindo valores de pH ≈
4, aCl– ≈ 3 e a(S2) ≈ 0,001 (Mateus et al., 2003c).
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No segundo grupo de mineralizações cupríferas, representado pela antiga mina da Defesa
das Mercês, os sulfuretos dominantes (calcopirite e pirite) ocorrem como disseminações ou
como parte integrante da paragénese mineral que preenche lonetes e veios em rochas sub-
vulcânicas intrusivas félsicas e brechas relacionadas. Trabalhos de prospecção desenvolvi-
dos pelo SFM, IGM, Billiton e, mais recentemente, RioNarcea Gold Mines S.A., colocaram
em evidência conteúdos anómalos (2-3 ppm) em Au para esta ocorrência (Oliveira 2001,
Matos e Rosa 2001), não estando ainda comprovada a presença de mineralizações epiter-
mais de Cu-Au associadas a sistemas vulcanogénicos. Acresce referir a importância local
adquirida por lões de quartzo-calcite que, mineralizados em Cu, se dispõem ao longo de
vários segmentos de zonas de falha de desligamento com direcção variável entre NW-SE a
NE-SW; trata-se de uma mineralização epigenética tardia, cuja génese é paralelizável com
a de Minancos, Aparis e Bofeta (incluídas no primeiro grupo), mas que, expectavelmente,
envolverá as formações vulcanogénicas enquadrantes como fontes primordiais de metal.
2.4. Faixa de Arraiolos – Sto. Aleixo
Esta faixa justapõe-se à transição entre os Sectores de Estremoz-Barrancos e de Évora-Beja-
-Aracena e inclui algumas ocorrências epigenéticas cupríferas que carecem de estudo deta-
lhado (Tabela I, Fig. 1A): Sto. Aleixo, Azaruja, Monte do Trigo e Reguengos. A primeira
corresponde a uma mineralização hidrotermal oculta, intersectada por sondagem em 1991
pelo SFM (Carvalho e Oliveira, 1992); o lão de quartzo (± clorite ± dolomite ferrífera +
+ calcite), contendo agregados de calcopirite e pirite, desenvolve-se no seio de metavulcanitos
mácos (exibindo alteração hidrotermal sobreposta ao metamorsmo regional) da sequên-
cia vulcano-sedimentar de idade Silúrica, sendo controlado por uma zona de falha subverti-
cal de rumo NNE-SSW que intersecta o carreamento Varisco de Sto. Aleixo da Restauração
(Matos e Rosa, 2001; Mateus et al., 2003c). As restantes ocorrências, de natureza magmático-
-hidrotermal (Oliveira, 1986), localizam-se no seio de intrusões quartzo-dioríticas Variscas
ou associam-se a diques micrograníticos e veios aplito-pegmatíticos da mesma idade, por
vezes intruindo os micaxistos da Formação de Ossa (Câmbrico-Ordovício Inferior?). Os sul-
furetos neste tipo de mineralização são calcopirite e pirite, ocasionalmente acompanhados
por galena e/ou esfalerite; efeitos da supergénese conduzem ao desenvolvimento de domínios
enriquecidos em malaquite, azurite e calcocite, alguns dos quais foram sujeitos a explora-
ção Romana (e.g. Salvação do Índio, Azaruja). A mineralização primária apresenta espessura
variável entre 0,4 e 1,5 m e distribui-se por veios de quartzo decamétricos (raramente hec-
tométricos) com direcção geral NW-SE, contendo casualmente calcite e barite (Goinhas e
Martins, 1988), que cortam os quartzo-dioritos; constitui ainda os agregados que preenchem
fracturas afectando os diques de microgranito e os veios aplito-pegmatíticos. Localmente, na
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Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 585
proximidade das estruturas mineralizadas, regista-se alteração hidrotermal das rochas encai-
xantes, geralmente traduzida por processos de silicicação e sericitização.
2.5. Faixa de Montemor-o-Novo – Ficalho
Esta faixa estende-se ao longo do domínio norte do Sector Évora-Beja-Aracena e, do ponto
de vista mineiro, é a mais importante de toda a ZOM (Tabela I, Fig. 1A). Compreende dife-
rentes tipos de mineralização localizados em contextos geológicos diversos que, usualmente,
revelam efeitos de deformação intensa e de transformações mineralógico-texturais comple-
xas; estas últimas desenvolvem-se predominantemente durante o metamorsmo Varisco e/
/ou como consequência do subsequente percurso de retrogradação e/ou actividade hidro-
termal desencadeada pela nucleação e propagação (ou reactivação) de zonas de falha com
cinemática diversa. O conhecimento actualmente existente permite distinguir cinco tipos
fundamentais de mineralização, a saber:
1) Acumulações maciças e disseminadas [singenéticas ou epigenéticas (?), estratifor-
mes ou estratóides (?)] de magnetite e sulfuretos (pirrotite + pirite ± calcopirite ±
esfalerite). Algumas destas mineralizações ocorrem em sequências tectonicamente
imbricadas, sendo hospedadas em rochas calco-silicatadas (anfíbola + carbonatos) e/
/ou anbolitos de idade diversa (do Câmbrico Inferior ao Ordovícico?). Constituem
exemplos maiores desta tipologia as antigas minas de Monges (Silva, 1945; Neiva,
1952; Goinhas e Martins, 1986) e de Orada (Silva, 1945; Neiva, 1952; Carvalho, 1971;
Carvalho et al., 1971; Matos et al., 1998).
2) Minérios sulfuretados maciços e estratiformes (singenéticos?) essencialmente com-
postos por pirite e esfalerite (py >> sph), contendo quantidades subordinadas de mag-
netite e posteriormente enriquecidos em Pb(-Ag-Sb-Au) durante processos metasso-
máticos tardios (e.g. jazida de Enfermarias – Oliveira e Matos, 1992; Barroso, 2002;
Barroso et al., 2003a, b; Mateus et al., 2003b). Estes minérios ocorrem quase exclusiva-
mente no seio de horizontes metavulcânicos do Câmbrico Inferior, os quais registam
efeitos de metassomatismo intenso (embora heterogéneo) e de alteração hidrotermal
(Martins, 2002; Martins et al., 2003a, b; Mateus et al., 2003b; Represas et al., 2004). Na
área de Portel (jazidas de Portel e Balsa), a abundância relativa de magnetite aumenta,
sendo de salientar a presença de cubanite, arsenopirite e vários sulfossais como fases
acessórias (Gaspar, 1967; Goinhas, 1971a; Carvalho, 1988; Mateus et al., 2003b).
3) Skarns (maciços) de ferro que se desenvolvem ao longo dos contactos entre mármo-
res de idade diversa e corpos intrusivos gabro-dioríticos do Complexo Ígneo de Beja,
exemplicado pela antiga mina de Alvito (Silva, 1945; Neiva, 1952).
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586 Geologia de Portugal
4) Minérios de Au-As em estruturas lonianas de quartzo cuja geometria e envergadura
é controlada por zonas de cisalhamento regionais que afectam sequências metassedi-
mentares de idade Neoproterozóica (e.g. jazidas de Chaminé-Casas Novas e Braços
– Goinhas e Martins, 1986; Ribeiro et al., 1993; Ribeiro, 1994; Inverno, 1997).
5) Precipitados hidrotermais desenvolvidos na dependência de zonas de falha de desli-
gamento Tardi-Variscas; neste conjunto, salientam-se as mineralizações de Cu (e.g.
Rui Gomes – Oliveira, 1986), Viúvas, Monte Branco, Venda do Duque, Pomares –
Goinhas e Martins, 1988), de Sb (e.g. Palmas, Gouveia – Goinhas e Martins, 1986;
Mateus et al., 2006) e de Pb(-Zn) (e.g. Caeira – Goinhas e Martins, 1986), muito
embora sejam também dignas de nota as ocorrências ainda mal conhecidas de Co-As
(com arsenopirite e saorite) na região da Vidigueira.
2.5.1 Minérios de ferro
Minérios de ferro com características macro-mesoscópicas similares e preferencialmente
hospedados em sequências anbolíticas são há muito conhecidos na faixa de Montemor-
-o-Novo – Ficalho (Tabela I, Fig. 1A), citando-se como exemplos maiores Monges, Orada e
Vale de Pães. Estes minérios são principalmente constituídos por magnetite, pirite e pirro-
tite, o primeiro mineral dominando em Orada, Vale de Pães e na porção superior de Monges
(provavelmente já explorada pelos Romanos).
A Formação de Monfurado (Câmbrico Inferior?), correspondendo a uma sequência
vulcano-carbonatada metamorzada e dobrada em anticlinal, enquadra a mineralização de
Monges (Montemor-o-Novo), a qual é denunciada por chapéus de ferro e conhecida até à
profundidade de ≈200 m. A mineralização é estratiforme, maciça ou disseminada, e contém
quantidades subsidiárias de calcopirite e traços de esfalerite, para além da associação mine-
ral prevalecente que se encontra recristalizada (magnetite, pirite e pirrotite). Desenvolve-
-se preferencialmente no seio de rochas anbolíticas, por vezes bandadas (e laminadas) e,
principalmente nos níveis superciais, inclui massas do tipo skarn em sequências meta-
carbonatadas (calcite/dolomite ± barite) que se desenvolvem na dependência de intrusões
quartzo-dioríticas Variscas. A magnetite predomina nos skarns intra-metadolomias, onde o
minério foi classicado como compacto e granular, no último caso apresentando uma ganga
calco-silicatada enriquecida em anfíbola. Estudos em curso (Salgueiro, in prep.) permitirão
melhor compreender os processos subjacentes à génese desta mineralização, muito embora
vários autores tenham sucessivamente favorecido uma deposição singenética exalativa no
seio das rochas vulcânicas câmbricas, posteriormente modicada pelo metamorsmo de
contacto relacionado com a instalação dos corpos quartzo-dioríticos (Silva, 1948; Carvalho,
1976; Goinhas e Martins, 1986).
Geologia de Portugal_Volume I.indb 586 12/09/13 13:53

Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 587
A mineralização de Orada (Pedrógão) ocorre no seio de sequência anbolítica hetero-
génea que, contendo escassas lentículas metacarbonatadas, se sobrepõe às metadolomias
do Câmbrico Inferior. A idade daquela sequência é controversa, apesar das correlações lito-
-estratigrácas estabelecidas por Carvalho (1971, 1976) a posicionarem no Ordovícico; a
natureza do contacto anbolitos/metadolomias é também discutível (e.g. Araújo, 1995).
Rochas anbolíticas (frequentemente laminadas e, por vezes, carbonatizadas) são o prin-
cipal hospedeiro do minério (maciço ou disseminado), muito embora se registe também a
presença de mineralização no seio de rochas calco-silicatadas (tipo calco-xisto). Os domí-
nios mineralizados estendem-se ao longo de »6 km e formam vários corpos lenticulares
com comprimento médio em torno de 100 m (atingindo, no máximo, 230 m) e espessura
decamétrica. Especicamente em Orada, uma massa de 2 Mt foi explorada pela empresa
COFENA até à década de 70, em três lentículas magnetíticas, contendo pirite, pirrotite e
hematite acessórias, com ganga de calcite, clorite, epídoto, quartzo, anfíbolas, piroxenas e
olivina serpentinizada (Carvalho, 1971, 1976; Salgueiro, in prep.). De acordo com Carva-
lho a génese desta mineralização será similar à de Monges, atribuindo-se adicionalmente à
intrusão granítica de Pedrógão (308±4 Ma; Carvalho, 1976) papel determinante no desen-
volvimento dos processos metassomáticos subjacentes à formação das rochas calco-silica-
tadas mineralizadas.
Próximo de Orada, outras massas (menores) de magnetite foram reconhecidas e inci-
pientemente exploradas (Silva, 1948; Neiva, 1952; Carvalho, 1971; Carvalho et al., 1971).
O estudo detalhado de uma dessas ocorrências (Matos et al., 1998; Mateus et al., 1999a, 2005),
Azenhas II, permitiu avançar com uma hipótese metalogenética alternativa à proposta por
Carvalho et al. (1971). Com efeito, os trabalhos empreendidos permitiram demonstrar que
a mineralização magnetítica se desenvolve exclusivamente no seio de anbolitos (metas-
somatisados) alóctones, formando sequências tectonicamente imbricadas que se posicio-
nam imediatamente abaixo (e são truncadas) por uma zona de carreamento WNW-ESE
que tem a tecto rochas metavulcânicas félsicas. A mineralização é, por conseguinte, anterior
à propagação desta zona de carreamento e não poderá dever-se a processos relacionados
com a instalação do granito de Pedrógão, pois a intrusão, intersectando a descontinuidade
estrutural, é posterior ao empilhamento tectónico. O facto dos agregados de magnetite não
evidenciarem deformação/recristalização e de estabelecerem relações de equilíbrio textu-
ral com diferentes minerais metassomáticos, sugere a possibilidade da mineralização ser
devida a processos desencadeados pela formação do arranjo tectónico imbricado (Mateus
et al., 1999a, 2005). Efectivamente, a justaposição tectónica (polifásica) de anbolitos sobre
uma sequência autóctone de mais baixo grau metamórco (calcários intercalados com vul-
canitos mácos e félsicos do Câmbrico Inferior na fácies dos xistos verdes), terá permitido
sustentar a inversão do gradiente térmico que, perdurando por tempo suciente, promoveu
a ascensão de uidos aquosos oxidantes, progressivamente enriquecidos em CO2; tal terá
Geologia de Portugal_Volume I.indb 587 12/09/13 13:53

588 Geologia de Portugal
concorrido para o metassomatismo pronunciado e heterogéneo das rochas carreadas, con-
tribuindo igualmente para a génese da mineralização magnetítica (skarn orogénico).
Na jazida oculta de Vale de Pães, localizada a ca. de 17 km a Oeste de Orada, a minera-
lização magnetítica estende-se desde quase a superfície até 180 m de profundidade e ocorre
no seio de anbolitos bandados e laminados associados a horizontes calco-silicatados, meta-
carbonatados e meta-pelíticos (xistos biotíticos), sendo o conjunto intruído por quartzo-
-monzonitos. A mineralização é maciça ou disseminada, sendo constituída por magnetite
e quantidades subordinadas de pirite e pirrotite, para além de conter anfíbola, piroxena,
olivina, epídoto, quartzo e carbonato como fases acessórias (Salgueiro, in prep.). Na opinião
de Carvalho (1976) e Oliveira (1986), a mineralização seria inicialmente vulcanogénica e
posteriormente modicada pelos processos metassomáticos desenvolvidos na dependência
da intrusão quartzo-monzonítica, sendo esta última componente consistente com resulta-
dos de estudos mais recentes.
A mineralização magnetítica de Alvito forma massas irregulares e lentículas estrati-
formes do tipo skarn que se desenvolvem em metadolomias do Câmbrico Inferior junto
ao contacto (através de um cavalgamento N-S) com dioritos do Complexo Ígneo de Beja.
As paragéneses que compõem a ganga são variáveis, destacando-se associações minerais
ultramácas (serpentina, olivina, asbestos e clorite), calco-silicatadas (granada, diópsido,
vesuvianite e anfíbola) e metacarbonatadas (calcite e dolomite); localmente, regista-se a
presença de pirite, pirrotite, calcopirite e (rara) galena. Do ponto de vista metalogenético
e embora haja consenso quanto ao papel desempenhado por processos metassomáticos no
desenvolvimento da mineralização, vários autores subscrevem a hipótese de haver pré-enri-
quecimento metalífero na área como resultado de processos exalativos ocorridos durante o
Câmbrico Inferior (Silva, 1948; Carvalhosa e Zbyszewski 1972; Carvalho, 1976; SIORMINP,
2002).
2.5.2 Mineralizações sulfuretadas de Zn-Pb(-Ag-Sb-Au)
Na região de Moura-Ficalho (Tabela I, Fig. 1A), identicam-se vários sistemas mineralizan-
tes do tipo Zn-Pb(-Ag-Sb-Au), nomeadamente as antigas minas de Preguiça e Vila Ruiva,
as jazidas de Sto André e Enfermarias e a ocorrência de Carrasca (Goinhas, 1971b; Oliveira,
1986; Oliveira e Matos, 1992). As explorações em Preguiça e Vila Ruiva incidiram princi-
palmente nos domínios de enriquecimento secundário (oxidante e supergénico) zincífero
reconhecidos em metadolomias (com evidências de carsicação) do Câmbrico Inferior.
A ocorrência de Carrasca localiza-se no mesmo horizonte lito-estratigráco, para o qual se
assinalam conteúdos anómalos em Fe, Mn, Pb e Zn, muito embora as disseminações de sul-
furetos de metais base em metadolomias sejam pouco importantes (Aalten e Steen bruggen,
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Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 589
1994). Os sistemas mineralizantes de Sto. André e Enfermarias foram intersectados por son-
dagem (nos anos oitenta) e revelam concentrações até 17,53% de Zn, 2.88% de Cu, 2,75%
de Pb, 384 ppm de Ag e 3,2 ppm de Au (Oliveira e Matos, 1992); o primeiro sistema é
hospedado em metavulcanitos/mármores de idade Ordovícica e exibe um halo de altera-
ção hidrotermal espesso constituído por agregados grosseiros de siderite com abundante
pirite e arsenopirite disseminadas; o sistema de Enfermarias desenvolve-se na sequência
metavulcânica/metadolomítica do Câmbrico Inferior e compreende mineralização maciça
e disseminada com assinaturas químicas distintas, registando uma evolução geológica longa
e complexa (Barroso, 2002; Martins, 2002; Barroso et al., 2003a, b; Mateus et al., 2003b;
Martins et al., 2003a, b; Represas et al., 2004).
A sequência litológica intersectada por sondagem em Enfermarias compreende diferen-
tes fácies metavulcânicas com intercalações decimétricas de mármores (contendo silicatos),
metadolomias e rochas metassomáticas (essencialmente constituídas por clorite/serpentina,
actinolite/tremolite e talco), estas últimas ocorrendo geralmente na proximidade de zonas
de cisalhamento sub-horizontais. As principais transformações mineralógicas e texturais
desenrolaram-se após o pico metamórco (sob condições »2,5 kbar e »440ºC; Mateus et
al., 2003b) e as principais fases de deformação Varisca; muitas destas transformações são
correlativas de diferentes estádios de remobilização metalífera, os quais podem contem-
plar a introdução de novos metais no sistema. A mineralização principal forma agregados
maciços lenticulares que se localizam ao longo da charneira de um antiforma-anticlinal de
empilhamento de 2ª ordem e são subparalelos ao bandado metamórco apresentado pelas
rochas metavulcânicas intermédio-mácas cloritizadas; consiste em agregados de esfalerite
e pirite, aos quais se associam quantidades subsidiárias de galena, calcopirite, magnetite,
arsenopirite e rara tetraedrite argentífera. Nesta associação mineral, a esfalerite, magnetite,
arsenopirite e a maior parte da pirite são pré-metamórcas, manifestando efeitos ópticos ou
desenvolvendo microestruturas denunciadoras de deformação intracristalina e/ou recris-
talização dinâmica; na ganga silicatada, as reacções de progradação metamórca condu-
ziram à formação de stilpnomelano, biotite (variedade verde) e horneblenda magnesiana.
A introdução de galena, calcopirite e tetraedrite argentífera, bem como a formação da maio-
ria dos minerais constituintes da ganga (actinolite-tremolite, talco, serpentina, e clorite),
é correlacionável com eventos pós-pico metamórco. Os domínios fortemente metasso-
matizados adjacentes a zonas de cisalhamento contêm, por vezes, agregados maciços (não
recristalizados) de magnetite ± pirite; a sua origem é atribuída à circulação relativamente
tardia (pós-pico metamórco) de uidos aquo-carbónicos oxidantes, focalizados ao longo
dos corredores estruturais referidos. Estes uidos derivam da recristalização da sequência
vulcano-carbonatada encaixante e são também responsáveis pela remobilização dos metais
contidos na mineralização primária, conduzindo a redeposição metalífera disseminada ou
controlada por fracturação. Enriquecimentos secundários do sistema (especialmente em
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590 Geologia de Portugal
Pb, Cu, Ag, As, Sb) são devidos a uxos tardios de uido deste estádio evolutivo, permi-
tindo o desenvolvimento de disseminações fundamentalmente constituídas por galena,
esfalerite, pirite, tetraedrite argentífera e electrum; esta associação mineral também pre-
enche lonetes tardios observados nos mármores e em domínios metassomatizados. Em
conjunto, todas estas transformações documentam a evolução do sistema mineralizante em
que a suldização e a oxidação variam entre [loga(S2) ≈ -8, loga(O2) ≈ –26] e [loga(S2) ≈
–11, loga(O2) ≈ –35] sob condições decrescentes de temperatura entre ≈400ºC e < 300ºC;
nestas circunstâncias é possível remobilizar quantidades apreciáveis de Zn e Pb, ocorrendo a
sua redeposição a temperaturas compreendidas entre ≈260ºC-220ºC (Mateus et al., 2003b).
O desenvolvimento de agregados grosseiros de pirite + calcopirite ± pirrotite em brechas de
falha e veios tardios (que também contêm abundante quartzo hidrotermal e clorite) agura-
-se correlacionável com a evolução das falhas de desligamento que cortam toda a sequência,
testemunhando um sistema independente (com assinatura cuprífera) que se sobrepõe ao
halo geoquímico principal Zn-Pb(-Ag).
As jazidas de Algares e de Balsa, localizadas a alguns quilómetros a SW de Portel, foram
sujeitas a trabalhos intensos de prospecção e pesquisa pelo SFM (Goinhas, 1971a), subse-
quentemente complementados por estudos que permitiram caracterizar a mineralização
(Gaspar, 1967; Andrade, 1966, 1969; Carvalho, 1988; Mateus et al., 2003b). Em Algares,
a mineralização sulfuretada maciça ocorre predominantemente ao longo dos contactos
entre os horizontes metavulcânicos e metadolomíticos do Câmbrico Inferior. As lentícu-
las mais possantes (20-30 m) connam-se aos domínios de charneira ou de anco curto
de dobras antiforma de 2ª ordem com direcção NNW-SSE e são constituídas por pirite,
esfalerite, pirrotite e magnetite, para além de quantidades acessórias de calcopirite, galena,
arsenopirite e sulfossais de Sb(-Ag?); em seu torno desenvolvem-se halos de mineraliza-
ção disseminada e controlada por fracturas, maioritariamente compostos por gerações
tardias de esfalerite, pirite (± marcassite), galena e sulfossais. As rochas metavulcânicas
hospedeiras da mineralização revelam silicicação intensa, localmente complementada
por processos de sericitização e de carbonatização (estes últimos, com frequência, condi-
cionados pela rede de fracturação); as rochas metadolomíticas incluem dolomite ferrífera
+ dolomite + calcite (ocorrendo vulgarmente no seio de diferentes sistemas de fracturas),
bem como paragéneses silicatadas com tremolite ± talco (± barite). Em Balsa, a minera-
lização maciça (lentícula com espessura média ≈10 m), bem como a que se encontra dis-
seminada ou preenchendo fracturas, desenvolve-se exclusivamente no seio da sequência
metadolomítica, localizada entre metavulcanitos félsicos e intermédios, denindo uma
dobra sinforma de 2.ª ordem com direcção NNE-SSW. A mineralização maciça é consti-
tuída por agregados (fracturados) de pirite e esfalerite que incluem relíquias de pirrotite
e são envolvidos por uma matriz de dolomite + calcite ± dolomite ferrífera, incluindo tre-
molite + actinolite ± talco; a magnetite não é signicativa; a galena, bastante tardia e apre-
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Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 591
sentando abundantes inclusões de sulfossais, representa uma fase acessória importante.
A mineralização disseminada e controlada por fracturas compreende gerações tardias de
pirite e esfalerite que coexistem com agregados grosseiros de dolomite ferrífera + calcite
± dolomite. De acordo com os dados de química mineral disponíveis, as condições de
recristalização metamórca experimentada pelo minério maciço de Algares estimam-se
em »4,5 kbar e ≈465-475ºC (Mateus et al., 2003b); este valor de pressão, muito elevado
para as temperaturas obtidas, implica sobre-espessamento crustal, o que é compatível com
o contexto geotectónico em que o sistema mineralizante de Algares se insere. O percurso
evolutivo pós-pico metamórco para Algares e Balsa agura-se similar ao estabelecido
para o sistema Enfermarias.
No sector NW de Portel ocorrem ainda os chapéus de ferro de Barranco das Lages e de
Vale de Rebolo (Matos, J.X. cartograa inédita); ambos são colocados em evidência por
alinhamentos de anomalias geoquímicas de solos para Cu, Pb e Zn, tendo o primeiro sido
investigado por sondagens realizadas pelo SFM (Goinhas, 1971a), as quais permitiam iden-
ticar mineralizações de pirite e esfalerite associadas a metadolomias a cerca de 70m de
profundidade. As mineralizações sulfuretadas de Zn-Pb na região de Alandroal, relacio-
nadas também com metadolomias, assim como as que ocorrem na estrutura de Ferrarias
(identicada pelo SFM e contendo pirite semi-maciça, calcopirite e rara arsenopirite; Oli-
veira, 1984), apresentam características similares às referidas para as ocorrências da região
de Moura-Ficalho.
2.5.3 Mineralizações de Au-As
Ao longo de ≈35 km do sector NW da Faixa Montemor-o-Novo – Ficalho (Tabela I, Fig.
1A) ocorrem mineralizações auríferas, cujas características gerais se aguram similares às
referidas para a região de Portalegre, incluindo a natureza e idade das rochas hospedeiras
(Formação de Escoural, Neoproterozóico), bem como o estilo de alteração e mineralização;
localmente, rochas calco-silicatadas («skarnóides») e diques graníticos nos apresentam
também alguma mineralização (Inverno, 1997). A mineralização desenvolve-se na proximi-
dade da zona de cisalhamento NW-SE de Montemor-o-Novo, sendo enquadrada por rochas
metamorzadas na fácies anbolítica ou, nos domínios sujeitos a maior deformação não
coaxial, na transição anbolítica-granulítica (Pereira et al., 2002); de Chaminé para SE, a
zona de cisalhamento e a mineralização inecte para a direcção N-S (Faria, 1997). Foi cal-
culado um recurso total de 4,45 Mt com teor médio de 2,81 g/t Au para a área, 60% do qual
afecto às jazidas principais (Chaminé – 1,2 Mt, Casas Novas – 1,7 Mt e Braços – 0,1 Mt),
30% às jazidas próximas (Banhos, Ligeiro, Caras e Covas), e o restante a outras jazidas e
ocorrências auríferas (Tabela I, Fig. 1A; Faria, 1997).
Geologia de Portugal_Volume I.indb 591 12/09/13 13:53

592 Geologia de Portugal
De acordo com Ribeiro et al. (1993) e Ribeiro (1994), as mineralizações de Chaminé-
-Casas Novas ocorrem em veios/«lentículas» de quartzo com direcção N-S (em Chaminé)
e espessura variável que se desenvolvem no seio de uma zona de cisalhamento NNW-SSE/
/N-S, subvertical e direita, afectando xistos biotíticos atribuídos ao Neoproterozóico. Reco-
nhecem-se dois tipos fundamentais de estruturas mineralizadas e três estádios de deposi-
ção mineral, caracterizados pelas associações seguintes: 1) quartzo ± turmalina ± dolomite
ferrífera + arsenopirite + löellingite ± maldonite ± bismuto ± pirrotite ± pirite; 2) quartzo +
+ clorite + dolomite ferrífera + arsenopirite + ouro ± calcopirite ± pirite; e 3) quartzo +
+ clorite + marcassite + covelite; a formação tardia de escorodite e de (hidr-)óxidos diver-
sos é atribuída a processos de alteração meteórica. É possível demonstrar que o aumento
da intensidade da alteração hidrotermal registada pelas rochas encaixantes (reectindo os
efeitos de silicicação e cloritização intensas, para além de sericitização incipiente e dissemi-
nação errática de pirite e arsenopirite) é correlativa do desenvolvimento da mineralização.
As transformações mineralógico-texturais conrmam a natureza epigenética do processo
mineralizante e documentam o carácter polifásico das interacções uido/rocha sob condi-
ções decrescentes de temperatura entre ≈400ºC e 200ºC.
A massa de Braços, estendendo-se ao longo de ≈150 m e apresentado uma espessura
de ≈25 m, com teor médio de 5 g/t Au, corresponde a uma banda de silicicação que se
desenvolve na zona de contacto tectónico (cavalgante) entre os xistos biotíticos do Neopro-
terozóico e uma sequência de rochas metavulcânicas félsicas e anbolitos (variavelmente
laminados) que é intruída por rochas porríticas quartzo-feldspáticas. Nos domínios mine-
ralizados, o ouro faz-se acompanhar por pirite, arsenopirite, löellingite, calcopirite, galena
e barite; a deposição de clorite e dolomite ferrífera pode ser signicativa em alguns locais.
A terminação ocidental da massa de Braços é cortada por uma zona de falha N-S, subver-
tical, mas a extensão possivelmente rejeitada nunca foi encontrada (Inverno, 1997; SIOR-
MINP, 2002).
2.5.4 Mineralizações controladas por zonas de falha
Na faixa de Montemor-o-Novo – Ficalho identicam-se várias jazidas e ocorrências deste
tipo (Tabela I, Fig. 1A), destacando-se as que se distribuem nas regiões de Moura-Safara e
de Montemor-o-Novo (próximo do cavalgamento de Ferreira-Ficalho). No primeiro grupo,
para além de ocorrências de Co-As com arsenopirite e saorite (Oliveira, 1986), salienta-se
a antiga mina de Rui Gomes, onde os lões explorados correspondem a brechas tectónicas
contendo fragmentos de diferentes litologias cimentados por agregados grosseiros de side-
rite + dolomite ferrífera ± calcite ± quartzo, localmente enriquecidos em calcopirite e pirite.
A génese desta mineralização epigenética é atribuída à actividade hidrotermal relacionada
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Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 593
com a propagação e/ou reactivação das zonas de falha de desligamento Tardi-Variscas que,
neste local, afectam principalmente uma sequência metavulcano-carbonatada de idade
Ordovícica(?). O segundo grupo agrega diversas estruturas lonianas de quartzo que, oca-
sionalmente, contêm ouro; na porção oriental da região de Montemor-o-Novo, a Formação
do Escoural (Neoproterozóico) enquadra estruturas mineralizadas com abundante anti-
monite (e.g. Palmas) ou sulfuretos de metais base, principalmente pirite e calcopirite (e.g.
Caeira) [Goinhas e Martins, 1986]; na porção central desta região, reconhecem-se ocorrên-
cias auríferas em veios de quartzo e disseminações com abundante pirite (e.g. Monfurado),
hospedadas em rochas da Formação de Monfurado (Câmbrico Inferior?) [Faria, 1997].
Os dados disponíveis sobre estas jazidas e ocorrências são escassos, muito embora seja possí-
vel acrescentar alguns elementos sobre Palmas (Mateus et al., 2006), a saber: 1) as estruturas
mineralizadas, com direcção N25ºW ou NE-SW e pendor variável, compreendem quartzo
(incipientemente endurecido) + sulfuretos ± calcite (não deformada); 2) nos domínios
mais ricos das estruturas, a antimonite predomina largamente sobre a pirite e arsenopirite,
rareando a calcopirite; 3) os arranjos texturais são muito diversicados, salientando-se os
decorrentes de microestruturas em agregados de antimonite que denunciam acomodação
de deformação e recristalização dinâmica pouco após a sua deposição (175º-250ºC e 0,6-1
kbar); 4) a geoquímica isotópica do chumbo em concentrados de antimonite revela m ≈9,5 e
w ≈36, traduzindo a incorporação de Pb oriundo de fontes com valores U/Pb inferiores aos
da composição média da crusta regional Varisca.
2.6. Faixa de S. Cristóvão – Beja – Serpa
Esta faixa desenvolve-se ao longo do domínio Sul do Sector Évora-Beja-Aracena, cuja natu-
reza geológica é largamente dominada pelas três grandes unidades que constituem o Com-
plexo Ígneo de Beja (CIB): sequência gabróica bandada de Beja, gabro-dioritos de Cuba-
-Alvito e pórros de Baleizão (Silva et al., 1970; Andrade, 1974, 1983; Santos, 1990; Santos
et al., 1990; Jesus et al., 2006b, 2007b). A primeira sequência encerra três tipos de mine-
ralização (Tabela I, Fig. 1A): 1) acumulações maciças de óxidos de Fe-Ti-V intra-grabros
olivínicos (Odivelas – Mateus et al., 2001b; Jesus, 2002; Jesus et al., 2003c, d); 2) sulfuretos
maciços intercumulus ricos em Ni-Cu(-Co) relacionados com fácies noríticas e piroxeníticas
da sequência gabróica (Serrabritas e Figueirinha – Jesus et al., 2005a, 2006a, 2007a); e 3)
stock works de sulfuretos de Cu(-Ni) que se desenvolvem no seio de gabros metassomatiza-
dos (Castelo Ventoso – Mateus et al., 2001a; Jesus et al., 2003c, 2007a). São também dignas
de nota as mineralizações epitermais de Cu(-Ag-Au?) relacionadas com as intrusões por-
ríticas tardias do CIB (Corte Pereiro, Caeirinha, Alcáçovas – Relvas, 1987; Massano, 1988;
Oliveira et al., 2006).
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594 Geologia de Portugal
Nesta faixa (Tabela I, Fig. 1A) identicam-se, adicionalmente, várias ocorrências do tipo
skarn (e.g. Corujeiras – Carvalho e Oliveira, 1992; Jesus et al., 2003a), assim como mine-
ralizações epigenéticas antimoníferas (e.g. Ventosa, Louzeiras – Oliveira, 1986; Mateus e
Figueiras, 2005; Mateus et al., 1998b, 2006). A (re-)avaliação de dados obtidos em diversas
campanhas de prospecção permite ainda evidenciar outros sistemas mineralizantes (e.g.
Vinagrinho), cuja caracterização importa concluir no sentido de fundamentar a sua cor-
recta classicação (Carvalho e Oliveira, 1992; Jesus et al., 2003b).
2.6.1 Acumulações maciças de óxidos
A sequência gabróica bandada (SGB) do CIB hospeda várias ocorrências deste tipo, salien-
tando-se as que ocorrem na região de Odivelas (Tabela I, Fig. 1A). Nesta região, as áreas
com maior concentração de minerais ferrimagnéticos denem fortes anomalias na carta de
campo magnético vertical (e.g. Fonseca, 1999). Algumas destas anomalias correspondem a
acumulações maciças de óxidos conhecidas desde as campanhas de prospecção e pesquisa
conduzidas pelo SFM nos anos quarenta (Silva, 1945); outras denunciam a possibilidade
de existirem mineralizações ocultas, inclusivamente sob cobertura sedimentar Cenozóica
(Mateus et al., 2001b), hipótese também sustentada pela análise geoquímica de solos (Gon-
çalves et al., 2001).
A sequência gabróica aorante na região de Odivelas compreende duas Séries com pola-
ridade normal, cujo contacto se desenvolve de forma gradual (Jesus, 2002; Jesus et al., 2005b,
2006b). O Grupo Inferior da primeira Série (ODV I) é constituído por leucogabros olivíni-
cos no seio dos quais ocorrem níveis troctolíticos e cumulados mácos variavelmente enri-
quecidos em óxidos (Ti-magnetite e ilmenite), bem como acumulações maciças de óxidos
de Fe-Ti-V. Estas acumulações, conhecidas desde 1944 (Silva, 1945), formam corpos irre-
gulares que se dispõem subperpendicularmente ao bandado regional, apresentando uma
constituição dominada por titanomaghemite vanadífera (agregados grosseiros equigranu-
lares com textura poligonal) e ilmenite (poiquilítica), para além de maghemite acessória; a
hematite e goethite, substituindo as espinelas ou preenchendo lonetes/fracturas tardias,
abundam nos exemplares sujeitos a forte meteorização. De acordo com Jesus et al. (2003d,
2005b), a génese destas acumulações de óxidos terá ocorrido através de crescimento adcu-
mulus na base da Série ODV I em condições decrescentes de temperatura entre ≈1100ºC e
≈900ºC. A oxidação subsequente dos agregados maciços de óxidos em condições de não-
-equilíbrio sob temperaturas inferiores a ≈600ºC, terá conduzido à formação preferencial de
(titano-)maghemite relativamente a hematite ou martite; quantidades vestigiais de catiões
como o Al (e eventualmente V) na espinela original, terão impedido a inversão estrutural
deste óxido (não estequiométrico) para hematite, em relação à qual é meta-estável; os con-
Geologia de Portugal_Volume I.indb 594 12/09/13 13:53

Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 595
teúdos globais em Ti e Fe2+ dos agregados maghemíticos, reectem então o volume modal
de ilmenite.
2.6.2 Mineralizações sulfuretadas
Conforme referido anteriormente, existem dois tipos fundamentais de mineralizações sul-
furetadas na SGB (Tabela I, Fig. 1A; Jesus et al., 2003c, 2005a, 2006a, 2007a): 1) agrega-
dos maciços intercumulus, mais precoces e representadas no sector de Beringel-Ferreira do
Alentejo pelas ocorrências de Serrabritas e Figueirinha; e 2) redes anastomosadas de pirro-
tite maciça com calcopirite subordinada, representada pela ocorrência de Castelo Ventoso
(N de Ferreira do Alentejo). Em Serrabritas, o intercumulus de sulfuretos desenvolve-se
em rochas noríticas, sendo frequentemente capeado por coroas espessas de ortopiroxena;
a variabilidade composicional das duas piroxenas coexistentes denuncia condições de tem-
peratura em torno dos 857 ± 33ºC (Jesus et al., 2005b). Os sulfuretos coexistem localmente
com magnetite; a pirrotite é grosseira, revelando lamelas e chamas de pentlandite, para
além de exsoluções menores de calcopirite. Observa-se escassa pentlandite subeuédrica,
coexistindo com agregados nos de pirrotite, bem como franjas milimétricas descontínuas
de calcopirite em torno de pirrotite sem exsoluções evidentes; nesta ocorrência, a pirite é
rara e claramente limitada a um estádio deposicional tardio. Em Figueirinha, os sulfuretos
associam-se a rochas piroxeníticas com rara plagioclase e a sua maior abundância relativa é
imputável ao coalescimento progressivo de blebs matriciais; observa-se, com frequência, o
desenvolvimento de blebs de pirrotite (com exsoluções de pentlandite e de calcopirite) como
inclusões no seio da clinopiroxena, sendo ainda notória a coexistência das blebs com magne-
tite e ilmenite; as características minerais/texturais indiciam um estádio tardio de cristaliza-
ção (e re-equílibrio sub-solidus ≈620 ºC) sob condições a(O2) próximas às do tampão QFM
(Jesus et al., 2005b). A mineralização é constituída por pirrotite, pentlandite, calcopirite,
pirite e minerais do grupo da linnaeite. A pirrotite inicial pode coexistir com magnetite e
ilmenite, embora geralmente seja posterior aos óxidos. Os principais agregados de pirrotite
mostram abundantes lamelas e chamas de pentlandite, coexistindo com exsoluções meno-
res de calcopirite. Os minerais do grupo da linnaeite selam, tipicamente, lonetes zonados
intra- e intergranulares, traduzindo a alteração de pirrotite na pré-existente. A pirite está
presente como: (1) grãos subeuédricos nas massas de pirrotite, desenvolvendo relações tex-
turais sugestivas de equilíbrio de fase; e (2) preenchimentos de fracturas tardias. Em geral,
a calcopirite preenche micro-fracturas e substitui sulfuretos pré-existentes. De acordo com
Jesus et al. (2006a), os magmas que fraccionaram as fácies gabróicas relacionadas com estas
mineralizações têm potencial para segregar líquidos sulfuretados com [Ni] ≈ 5 wt%; mas a
possibilidade de gerar líquidos niquelíferos (máx. ≈12 wt% em 100% de sulfuretos) durante
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596 Geologia de Portugal
os estádios iniciais da evolução da SGB é alta, valorizando o potencial da faixa gabróica sob
cobertura Cenozóica.
As mineralizações de Castelo Ventoso formam redes anastomosadas que se encontram
no seio de halos metassomáticos caracterizados por forte hidratação e modicação compo-
sicional dos gabros, na sua essência materializada por deposição de vários tipos de anfíbola
e clorite magnesiana (Mateus et al., 2001a; Jesus, 2002). O desenvolvimento destes halos de
alteração correlaciona-se com a instalação de diques pegmatóides com extensão e espes-
sura variável, predominantemente constituídos por horneblenda e albite; a datação U/Pb
em zircões destes diques forneceu uma idade de 342 ± 9 Ma e a sua paragénese caracterís-
tica denota temperaturas de (re-)equilíbrio variáveis entre os ≈680ºC e os ≈500ºC (Jesus et
al., 2007b). Não muito longe do domínio mineralizado, aora uma sucessão gabróica bem
bandada com disseminações de sulfuretos cujas condições de cristalização rondam os 1154
± 37ºC e 4 ± 1.5 kbar (Jesus et al., 2005b). Em Castelo Ventoso, os agregados maciços e
grosseiros de sulfuretos ocorrem sob a forma de bolsadas de dimensão variável, controlados
por um sistema anastomosado de veios. A paragénese sulfuretada corresponde a agrega-
dos de pirrotite monoclínica (politipo 4M) que, durante o arrefecimento e reequilíbrio a
temperaturas inferiores a 600ºC, exsolveu pequenas quantidades de pentlandite. A magne-
tite encontra-se preservada como inclusões em domínios periféricos das massas de pirro-
tite e o desenvolvimento inicial de calcopirite aparenta resultar da substituição incompleta
de pirrotite sujeita a forte (micro)fracturação. A deposição tardia de calcopirite ocorre ao
longo de fracturas inter- e transgranulares. A distribuição de pirite é também heterogé-
nea: as primeiras gerações desenvolvem texturas de equilíbrio com os domínios periféricos
dos agregados de pirrotite; a geração de maior importância é constituída por grãos idio-
mórcos zonados, preenchendo fracturas tardias. Ocorrem ainda agregados reticulares de
mackinawite como resultado de processos de exsolução a partir da calcopirite e pirrotite sob
T < 200ºC. O processo de precipitação de sulfuretos e instabilização da paragénese primária
associada, é interpretado como o resultado da introdução de uidos modicados, facilitada
pelo aumento da permeabilidade (por incremento da fracturação) com alguma contribui-
ção magmática residual, que terá promovido a ocorrência de fenómenos de imiscibilidade
do enxofre presente no líquido.
Alguns dos parâmetros críticos condicionantes das etapas iniciais de deposição dos sul-
furetos no seio da SGB do Complexo Ígneo de Beja foram deduzidos por Jesus et al. (2007a).
Os dados isotópicos (d34S e Pb-Pb; Jesus et al., 2007a) permitiram também concluir que os
dois principais tipos de mineralizações sulfuretadas na SGB reectem diferentes estádios
evolutivos de um processo mineralizante síncrono do desenvolvimento da sequência gra-
bróica. Assim: (1) os estádios precoces, envolvendo S e metais de origem mantélica, resul-
taram da segregação de líquidos ricos em S e Ni a ≈700ºC e 4 kbar; (2) um estado de sul-
dização relativamente elevada foi atingido subsequentemente, sendo o conteúdo metalífero
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Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 597
determinado por fontes mantélicas heterogéneas e/ou diferentes graus de contaminação do
magma pela crusta inferior; entre ≈670ºC e ≈500ºC, o percurso mineralizante progrediu sob
a(S2) próxima do equilíbrio pirrotite-pirite; (3) os estádios tardios foram fortemente con-
dicionados por contaminação crustal e a deposição de sulfuretos regulada pela mistura de
líquidos pobres em Ni, mas enriquecidos em S e Cu ± Co, com uidos aquosos; um estado
de suldização relativamente elevado foi novamente atingido, evoluindo a a(S2) em torno do
equilíbrio pirrotite-pirite a temperaturas entre ≈630ºC e ≈450ºC.
2.6.3. Sistemas epitermais
Mineralizações epitermais relacionadas com os incrementos tardios da evolução do CIB
(Tabela I, Fig. 1A) têm sido identicadas em diversos locais, salientando-se as ocorrências
de Corte Pereiro, Caeirinha e Alcaçovas (e.g. Oliveira, 1986; Relvas, 1987; Massano, 1988;
Mateus et al., 1998b; Oliveira et al., 2006). Estes sistemas mineralizantes caracterizam-se
pela sobreposição de diversos estádios de fracturação e actividade hidrotermal, capazes de
produzir anomalias geoquímicas signicativas em Ag e Au e, em casos excepcionais, tam-
bém de Bi, Cu, Pb e Zn. Tal é consistente com o facto das mineralizações sulfuretadas espa-
cialmente associadas a rochas dioríticas ocorrerem, por norma, ao longo de, ou adjacente-
mente a, contactos com corpos intrusivos tardios (porríticos e siliciosos), sugerindo que a
actividade hidrotermal mineralizante é posterior à diferenciação diorítica no CIB.
2.6.4. Skarns
A mineralização de Corujeiras (NE de Beja; Tabela I, Fig. 1A) consiste num pequeno skarn
de Fe(-Mg) que se desenvolve ao longo do contacto entre rochas quartzo-monzoníticas do
CIB e mármores atribuídos ao Neoproterozóico (Carvalho e Oliveira, 1992). De acordo com
Jesus et al. (2003a), o estádio prógrado de metassomatismo quasi-isoquímico é responsável
pela formação de olivina ± espinela no endoskarn sob T ≈550 ºC em conjunto com a for-
mação de corneanas diopsídicas (ricas em espinela) no exoskarn. O início da mineraliza-
ção magnetítica correlaciona-se com o estádio prógrado tardio (≤ 420ºC e XCO2 ≤ 0,05),
quando uidos quimicamente reactivos e ricos em Fe são introduzidos no endoskarn, con-
duzindo ao desenvolvimento de minerais do grupo da serpentina ± clorite ± vesuvianite ±
clinozoisite/epídoto. Os estádios retrógados tardios são responsáveis pela formação exten-
siva de ogopite ± clorite e de alguma tremolite ± cumingtonite ± talco no exoskarn, bem
como pela hidratação da olivina no endoskarn; evidências para disseminação de sulfuretos
(pirrotite ± calcopirite ± pirite ± esfalerite), maioritariamente no endoskarn, são correlativas
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598 Geologia de Portugal
deste patamar evolutivo. Os estádios de decaimento hidrotermal no sistema são registados
por preenchimentos carbonatados controlados por fracturas e hidrólise intensa dos feldspa-
tos nas rochas ígneas.
2.6.5 Mineralizações de Sb-Cu(-As-Au?)
A mineralização de Ventosa (Beja; Tabela I, Fig. 1A) é controlada por um dispositivo estru-
tural complexo, envolvendo zonas de cisalhamento sinistrógiro WNW-ESE com forte pen-
dor para SW e uma zona de falha tardia subvertical N-S. Os lões desenvolvem-se no seio de
anbolitos incluídos na Série Negra (Neoproterozóico) que apresentam silicicação intensa
e contêm abundante pirite disseminada (muito embora antigos relatórios de actividade
mineira registem que as estruturas lonianas se estendiam para Oeste, sendo hospedadas
em rochas gabróicas do CIB). De acordo com Mateus et al. (1998b) e Mateus e Figueiras
(2005), os preenchimentos lonianos de quartzo + carbonato (siderite/dolomite ferrífera/
/calcite) ± clorite são polifásicos e contêm agregados de sulfuretos e sulfossais (distribuídos
aleatoriamente) cuja deposição se desenrola, preponderantemente, ao longo de dois estádios
principais (separados por eventos maiores de fracturação). A paragénese essencial consiste
na associação de tetraedrite + calcopirite + pirite + antimonite ± bertierite, complementada
por quantidades menores de calcopirite, marcassite, gudmundite, famatinite, aurostibite,
calcostibite, calcocite e covelite. Óxidos de Sb e de Fe-Sb, kermesite e hematite/goethite,
representam os principais produtos de meteorização. Considerando o quadro paragenético
e as condições de estabilidade termoquímica obtidas para as associações mineralógicas que
documentam os dois episódios mineralizantes principais (Mateus e Figueiras, 2005), infere-
-se um percurso evolutivo em arrefecimento, T ≈ 330ºC a 250ºC, e/ou sujeito a variações
apreciáveis de a(S2) [10-9±1 – 10-13] e a(O2) [10-31±0,5 – 10-38], a pH entre 4,5 e 5,5. A geoquímica
isotópica do chumbo em concentrados de antimonite (Mateus et al., 2006) revelou m ≈ 9,6 e
w ≈ 36, indicando a incorporação de Pb oriundo de fontes com valores U/Pb inferiores aos
da composição média da crusta regional Varisca.
2.7. Faixa de Ferreira do Alentejo-Mombeja-Beja
Esta faixa coincide com o Complexo Oolítico de Beja-Acebuches (COBA), o qual marca
a sutura Varisca do SW Ibérico (e.g. Munhá et al., 1986, 1989; Quesada et al., 1994; Fon-
seca et al., 1999; Figueiras et al., 2002; Ribeiro et al., 2007). A caracterização das principais
unidades de rochas ultramácas e mácas que integram as secções basal e intermédia do
COBA sugere que estas podem enquadrar, respectivamente, mineralizações sulfuretadas de
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Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 599
Ni-(Co-EGPt) e de óxidos titano-vanadíferos; a presença de cromititos bandados no domí-
nio ultramáco do COBA preservado entre Ferreira do Alentejo e Mombeja pode também
ser inferida à luz dos dados disponíveis (Tabela I, Fig. 1A; Mateus et al., 1998b, c; Mateus e
Figueiras, 1999a, b; Waerenborgh et al., 2002a, b).
A alteração hidrotermal manifestada pelas rochas do COBA adjacentes às zonas de cisa-
lhamento WNW-ESE conduz, geralmente, ao desenvolvimento de agregados anquerítico-
-dolomíticos, silicicados e enriquecidos em clorite e serpentina, contendo quantidades
variáveis de sulfuretos disseminados (Mateus et al., 1999d). A inexistência de registo mine-
ralógico compatível com a acção de metassomatismo potássico impede a sua classicação
como listwänitos (i.e. rochas metassomáticas vulgarmente associadas a depósitos auríferos
lonianos em sequências oolíticas); tal reduz signicativamente o potencial metalogené-
tico destes corredores estruturais polifásicos enquanto metalotectos de mineralizações em
metais preciosos, muito embora sejam dignas de menção as ocorrências de Cu na área de
Mombeja.
2.7.1 Mineralizações de Cr
A espinela cromífera é uma fase acessória importante em todos os peridotitos e troctoli-
tos do COBA, para os quais o conteúdo médio em Cr pode atingir 3620 ppm. Nos anos
setenta, o SFM intersectou por sondagem vários níveis cromitíticos (embora nos) em peri-
dotitos intensamente serpentinizados da unidade ultramáca localizada entre Ferreira do
Alentejo e Mombeja. Independentemente do modo de ocorrência, as espinelas de Cr mos-
tram, usualmente, orlas de reacção caracterizadas por #Fe>0,65 (Mateus e Figueiras, 1999b;
Waerenborgh et al., 2002a). Descartando os desvios de composição devidos a reajustamen-
tos químicos síncronos da serpentinização, verica-se que a variabilidade composicional
manifestada pelas espinelas é relativamente pequena, particularmente quando se considera
o conjunto de análises disponível para os harzburgitos (0.35≤#Cr≤0.45 e 0.40≤#Fe≤0.50).
É também digno de menção o facto de todas as análises se distribuirem pelo campo com-
posicional correspondente a espinelas contidas nas mais diversas litologias constituintes da
crusta oceânica (exceptuando os piroxenitos). A assinatura química das espinelas cromífe-
ras inclusas nas rochas do COBA documenta, assim: 1) a evolução composicional do líquido
magmático durante a sua formação; e 2) o ajustamento resultante dos processos de reequilí-
brio subsolidus, a T ≈ 900 – 800 ºC e sob condições relativamente oxidantes que, conduzindo
ao incremento dos valores de Fe3+ e #Fe, deverão ter sido atingidas nos estádios iniciais da
recristalização anisótropa correlativa da obducção a quente da sequência oolítica (Mateus
e Figueiras, 1999b).
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600 Geologia de Portugal
2.7.2 Disseminações de sulfuretos de Ni-Cu(-Co)
A disseminação de sulfuretos (pirite-pentlandite, na maior parte dos casos) em peridotitos
do COBA é comum (Mateus et al., 1998b, c). Nestas rochas, os conteúdos médios em Ni
e Co cifram-se em 1440 e 113 ppm; as concentrações em enxofre variam entre 330 e 1550
ppm; e a razão Ni/Cu encontra-se limitada pelos valores 20 e 242. De acordo com Mateus
e Figueiras (1999c), as concentrações em EGPt são, em geral, bastante baixas e não existem
evidências para que a serpentinização possa ter desempenhado papel importante na possí-
vel redistribuição dos conteúdos primários em EGPt; os padrões normalizados de concen-
tração em EGPt, revelando fraccionação positiva, podem ainda servir como guias adicionais
de prospecção para mineralizações de Cu-Ni.
As rochas gabróicas do COBA apresentam quantidades acessórias de sulfuretos que geral-
mente ocorrem sob a forma de disseminações microscópicas composicionalmente domina-
das pela associação pirrotite + pirite ± calcopirite. Em rochas de natureza troctolítica, como
as que se encontram na área de Palmeira, a SW de Serpa (Mateus et al., 1998a), os sulfuretos
são bastante mais abundantes e, por norma, formam agregados relativamente ricos em pen-
tlandite e pirrotite. A predominância de sulfuretos de ferro-níquel relativamente aos cuprí-
feros, bem como a presença de texturas lamelares entre a pirrotite e a pentlandite, para além
do reconhecimento de exsoluções características e de composições químicas relativamente
constantes, constituem fortes argumentos favoráveis à formação de sulfuretos a partir da
diferenciação de um líquido monosulfuretado sob condições de temperatura variáveis entre
≈ 650-600ºC.
2.7.3 Disseminações de sulfuretos em precipitados hidrotermais
Os uxos hidrotermais repetidamente focalizados ao longo dos vários corredores de
cisalhamento WNW-ESE conduziram ao desenvolvimento de preenchimentos carbona-
tado-siliciosos polifásicos e de halos de alteração proeminente nas rochas mácas/ultra-
mácas adjacentes (Mateus et al., 1999d). Os precipitados hidrotermais revelam quantida-
des variáveis de sulfuretos disseminados (principalmente pirite ± calcopirite ± esfalerite)
ou dos produtos resultantes da sua meteorização, para além de diversas gerações de car-
bonatos composicionalmente distintas; com poucas excepções, os conteúdos globais em
metais base são baixos (< 500 ppm, em média). Note-se, contudo, que a única evidên-
cia concreta de exploração mineira no COBA corresponde a trabalhos incipientemente
desenvolvidos em preenchimentos hidrotermais deste tipo a Oeste da vila de Mombeja,
para os quais se obteve concentrações em Cu e Zn ≤ 1.5% e 1200 ppm, respectivamente
(Mateus et al., 1998b, c).
Geologia de Portugal_Volume I.indb 600 12/09/13 13:53

Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 601
3. Idade e génese dos principais sistemas mineralizantes
Face ao exposto na secção anterior, agura-se plausível agrupar os vários tipos de minera-
lização em conjuntos que partilham a idade e processo de formação, devendo a sua locali-
zação a uma série de circunstâncias geodinâmicas, sem prejuízo do registo de modicações
distintas experimentadas tardiamente.
As mineralizações de sulfuretos maciços localizadas ao longo da zona de cisalhamento
Tomar-Córdoba correspondem aos sistemas mineralizantes mais antigos do segmento
português da ZOM. A sua idade absoluta é desconhecida, muito embora a deformação e
recristalização evidenciada pelos minérios e rochas que os hospedam apontem para o Neo-
proterozóico. Aceitando esta inferência temporal, a génese das mineralizações de Tinoca e
Azeiteiros deverá relacionar-se com processos exalativo-hidrotermais vulcanogénicos que
se desenvolveram durante o ciclo Cadomiano (800? – 560 Ma), nomeadamente no decurso
dos estádios que determinaram a expansão de uma bacia pós-arco preenchida por diferen-
tes sequências vulcânicas e sedimentares, parte das quais integrando a sutura cadomiana
retrabalhada durante o ciclo Varisco (Ribeiro, 2006; Ribeiro et al., 2007). Processos equiva-
lentes, embora actuando a diferentes escalas de espaço, poderão ainda ter concorrido para o
estabelecimento do fundo geoquímico elevado em alguns metais (nomeadamente Au e As)
apresentado por vários horizontes sedimentares (e vulcanoclásticos) do Neoproterozóico
que, durante a orogénese Varisca, são passíveis de remobilização.
A evolução geodinâmica operada na transição Proterozóico – Câmbrico (ca. 560-540
Ma) revela-se, contudo, fundamental à progressão de vários processos geológicos que irão
condicionar o desenvolvimento de um período metalogenético de grande importância
durante o Paleozóico Inferior. Efectivamente, o início do adelgaçamento litosférico que
marca o começo do ciclo Varisco, atingindo expressão máxima na transição Câmbrico –
Ordovícico (ca. 500-470 Ma), gera condições adequadas ao desenvolvimento de diversas
bacias sedimentares que, sujeitas a regime térmico elevado, são também palco de intensa
actividade magmática (e.g. Ribeiro, 2006; Ribeiro et al., 2007 e referências aí citadas). Este
ambiente tectónico propicia a formação dos principais sistemas mineralizantes da faixa
de Montemor-o-Novo – Ficalho que, não obstante o metamorsmo e deformação Varisca
a que foram sujeitos, preservam vários aspectos distintivos, possivelmente herdados de
características originais. De facto, a compilação dos dados disponíveis permite vericar
que: 1) em Monges, a magnetite predomina sobre a pirite e pirrotite, embora a quantidade
relativa de sulfuretos seja importante em certos domínios da mineralização primária; 2) em
Algares, a magnetite só é signicativa nos domínios periféricos da mineralização maciça de
pirite, denunciando uma oxidação incipiente e relativamente tardia do sistema; 3) em todas
as mineralizações sulfuretadas, a esfalerite e a galena são mais abundantes que a pirrotite,
mas somente formam lentículas maciças em Enfermarias; 4) a pirite predomina largamente
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602 Geologia de Portugal
em todos os sistemas sulfuretados e a calcopirite primária, quando presente, corresponde
sempre a uma fase acessória; 5) existem evidências para a preservação de um halo carbona-
tado ferro-manganesífero em Enfermarias; e 6) os enriquecimentos primários em (Fe-)Zn
são preferencialmente hospedados em rochas metavulcânicas intermédio-mácas hidro-
termalmente alteradas, enquanto as rochas carbonatadas metassomatizadas constituem o
meio envolvente privilegiado dos enriquecimentos em Pb(-Ag), como acontece em Balsa.
Todos estes aspectos, em conjunto com as características das sequências lito-estratigrácas
encaixantes, sugerem que as mineralizações em causa devem a sua génese a processos exa-
lativo-hidrotermais em meio submarino pouco profundo, interpretando-se as diferenças
referidas como uma consequência de variações nos ambientes deposicionais causadas por
modicações nas condições de oxi-redução e de pH. Com efeito e conforme é discutido
em Mateus et al. (2003b), a escassez de calcopirite primária sugere fortemente que estas
mineralizações precipitaram a partir de uidos ácidos, hipersalinos com temperatura baixa
(< 300ºC), relativamente pobres em S mas potencialmente ricos em Fe, Zn e Pb. Descargas
deste uido mineralizante em bacias anóxicas, conjugadas com decréscimo de tempera-
tura e redução, poderá ter dado origem às mineralizações originais de Balsa e Enfermarias,
apresentando características mistas das tipologias SEDEX e Irlandês, particularmente se
os mármores silicatados forem interpretados como os produtos metamórcos de rochas
dolomítico-argilosas. Descargas deste uido em bacias mais oxidantes, acompanhadas por
decréscimo de temperatura e/ou aumento da oxidação combinado com incremento do pH,
explicam os aspectos particulares preservados em Algares, provavavelmente representando
uma situação de transição para o ambiente deposicional documentado em Monges. Neste
contexto, é digno de nota o facto dos fabrics descritos para as metadolomias próximas da
ocorrência de Carrasca (melhor preservadas da deformação Varisca e dos processos de alte-
ração hidrotermal) serem polimodais e terem luminiscência homogénea vermelha, caracte-
rísticas vulgarmente tomadas como indicadoras de nucleação contínua a partir de um uido
quimicamente homogéneo com razão água/rocha elevada (Aalten e Steenbruggen, 1994).
Os dados analíticos fornecidos por Aalten e Steenbruggen (1994), incluindo as assinaturas
d18O e d13C para as metadolomias (variando de -8,52 a -5,41‰ e -2,36 a +1,41‰, respectiva-
mente), também apontam para um processo de dolomitização desencadeado por actividade
hidrotermal a temperatura baixa (40-55ºC) e envolvendo a água do mar como uido prin-
cipal. Não é claro, contudo, qual a relação cronológica entre o processo de dolomitização e
os eventos mineralizantes primários registados nos sistemas Enfermarias e Balsa. Acresce
referir que a intensidade dos processos de alteração é bem mais forte em Sto André, denun-
ciando um sistema hidrotermal focalizado e pujante, distinto dos anteriores no regime tér-
mico e na idade (Ordovícico).
Do ponto de vista metalogenético, a transição Câmbrico – Ordovícico (ca. 500-470 Ma)
é ainda marcada pelo desenvolvimento de mineralizações relacionadas com os processos de
Geologia de Portugal_Volume I.indb 602 12/09/13 13:53

Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 603
diferenciação magmática dos complexos ígneos de Cabeço de Vide e Alter do Chão. Intru-
sões sincrónicas afectando sequências carbonatadas podem ainda despoletar o desenvolvi-
mento de skarns magnetíticos, como o de Alagada (Porto Xico).
O início de subducção no Rheic (ca. 450-430 Ma) faz-se acompanhar pela abertura
subordinada de bacias marginais pós-arco que, em conjunto, representam o prolongamento
SW do Paleotethys (Ribeiro, 2006; Ribeiro et al., 2007 e referências aí citadas). Na borda-
dura sul da ZOM (coordenadas actuais), a abertura de uma bacia oceânica possibilitou o
desenvolvimento de novos tipos de mineralização, maioritariamente desencadeados por
processos relacionados com a actividade magmática subjacente a esse alastramento. Não
obstante as modicações experimentadas como consequência do fecho desta bacia (Devó-
nico Inferior-Médio, ca. 390-370 Ma – Ribeiro, 2006; Ribeiro et al., 2007 e referências aí
citadas) e o forte desmembramento tectónico que se lhe sucedeu, a porção remanescente
da litosfera oceânica, actualmente representada pelo COBA, ainda apresenta indícios de
mineralizações cromíticas e de óxidos titano-vanadíferos. As concentrações relativamente
elevadas em enxofre requeridas pelo desenvolvimento das mineralizações de Ni-(Co-EGPt)
em gabros do COBA são, nestas circunstâncias, imputadas a misturas entre o melt residual
e pulsações magmáticas posteriores, fenómeno bastante comum em ambientes tectónicos
deste tipo. Assim, a distribuição presentemente registada pelos sulfuretos, bem como a sua
composição química, agura-se atribuível aos processos de reajustamento termoquímico
ocorridos durante a instalação do complexo oolítico e subsequente percurso de arrefeci-
mento (Mateus et al., 1998a; Mateus e Figueiras, 1991c).
Uma vez consumado o fecho da bacia oceânica marginal (ca. 390-370 Ma), a progressão
de subducção no Rheic conduz, inevitavelmente, à colisão continental e orogénese Varisca
(ca. 350-300 Ma); tal permite o estabelecimento prolongado de um regime térmico elevado
que, por sua vez, proporciona não só o desenvolvimento de metamorsmo e de magma-
tismo, como também a acomodação continuada da deformação intracontinental, cujo estilo
é fortemente condicionado pelo carácter transpressivo da colisão (Ribeiro, 2006; Ribeiro et
al., 2007; Jesus et al., 2007b e referências aí citadas). Os processos geológicos activos durante
este longo período de tempo revelam-se cruciais à sustentação de diversos sistemas mine-
ralizantes metamorfogénicos, magmatogénicos, magmático-hidrotermais e hidrotermais.
Os sistemas metamorfogénicos integram um conjunto variado de mineralizações que
ocorrem em contextos geológicos distintos. As mais importantes desenvolvem-se como
resultado da produção e subsequente focalização de uidos gerados no decurso de progra-
dação metamórca experimentada pelas sequências (vulcano-)sedimentares pré-existen-
tes, capazes de solubilizar e transportar diferentes metais, posteriormente depositados em
domínios rochosos com maior permeabilidade (e.g. zonas de cisalhamento). Tal é, muito
provavelmente e pelo menos em parte, o caso das mineralizações auríferas mesotermais
(orogénicas) de S. Martinho e Algueireiras – Nave de Grou – Mosteiros (Portalegre), bem
Geologia de Portugal_Volume I.indb 603 12/09/13 13:53

604 Geologia de Portugal
como de Chaminé-Casas Novas e Braços (Montemor-o-Novo), as quais podem ainda regis-
tar efeitos de modicações (locais) resultantes de fenómenos de remobilização hidrotermal
polifásica síncronos de eventos tectónicos posteriores ou da instalação de corpos ígneos
tardios. Inserem-se também neste conjunto os skarns orogénicos (e.g. Azenhas II e, talvez,
Orada) originados por uxos de uido ascensionais produzidos sob gradientes inversos de
temperatura relacionados com os empilhamentos tectónicos tipicamente desenvolvidos
durante as fases iniciais de deformação Varisca. Por força de razão, integram-se ainda neste
conjunto as mineralizações formadas imediatamente após o pico metamórco, decorrentes
da remobilização metalífera realizada sobre minérios pré-existentes (e.g. Enfermarias, Alga-
res e Balsa).
Os sistemas magmatogénicos incluem, por seu turno, todas as mineralizações geradas
no decurso da cristalização fraccionada por via de mecanismos do tipo lter pressing ou
injecção ma gmática. Salientam-se nesta tipologia as acumulações de óxidos (Odivelas) e de
sulfuretos (e.g. Figueirinha) hospedadas na Sequência Gabróica Bandada do CIB (ca. 355-
-345 Ma, Jesus et al., 2007b), a qual reecte evolução complexa caracterizada por reciclagem
do líquido silicatado (recarga/taxas de cristalização variáveis), envolvendo preenchimento
magmático recorrente da(s) câmara(s). Pulsações magmáticas posteriores, alimentando o
crescimento do CIB e provendo outros corpos ígneos que ascenderam e se instalaram entre
ca. 335-330 Ma e 320 Ma, manifestam enriquecimento progressivo em voláteis e metais
(relacionado com contaminação/assimilação crustal), facto que permite explicar diferentes
registos mineralizantes magmático-hidrotermais (e.g. Azaruja, Monte do Trigo e Reguen-
gos). Mas é em estreita associação com os corpos ígneos diferenciados mais tardios (ca. 300
Ma) que estes sistemas adquirem maior expressão, salientando-se o de Santa Eulália e Tor re
das Figueiras, bem como as mineralizações do tipo skarn de Alvito e Corujeiras. A progres-
são de processos petrogenéticos fortemente inuenciados pelo quimismo crustal, potencial-
mente enriquecido em enxofre e diferentes metais (entre outros elementos e compostos),
favorece ainda a génese de sistemas mineralizantes polimetálicos com carácter epitermal
(e.g. Caeirinha), tipicamente associados a diferenciados ígneos porríticos tardios.
Na presença de múltiplas intrusões que se instalam em tão longo intervalo de tempo,
interagindo com diferentes tipos de metassedimentos (incluindo diversas fácies carbonata-
das), vários são os contextos geológicos potencialmente interessantes para hospedar outros
tipos de skarn para além dos conhecidos. Neste âmbito, convém salientar que a análise geo-
química detalhada das rochas ígneas poderá fornecer importantes guias de prospecção, pois
as intrusões usualmente relacionados com skarns auríferos são, do ponto de vista composi-
cional, similares aos que geram skarns de ferro em termos da sua natureza metaluminosa e
conteúdos em Si, Mg, Cr e Sc, (revelando também semelhanças com os plutões associados
a skarns de cobre nos seus conteúdos em Ni, V e Y), mas manifestando uma paragénese
mineral distinta, gerada em condições de menor oxidação.
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Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 605
Os sistemas hidrotermais identicados na ZOM apresentam assinatura metalífera diversa
e associam-se quase invariavelmente a zonas de falha de desligamento. O desenvolvimento
destas estruturas é, presumivelmente, Tardi-Varisco (ca. 300-270/260 Ma), mas, em muitos
casos, a reactivação Alpina é evidente, pelo que a contribuição hidrotermal Eoalpina não
pode ser rejeitada (e.g. Mateus, 2001; Mateus et al., 2003c, 2006). A estrutura zonada e o
carácter mineralógico (frequentemente seguindo um padrão rítmico) de muitos precipi-
tados mineralizados, bem como a fragmentação polifásica revelada por muitas brechas de
falha, constituem evidências para actividade sísmica repetida das zonas de falha e circulação
em múltiplos estádios de uidos hidrotermais mineralizantes. Estes últimos representam
misturas em proporções variáveis de águas meteóricas modicadas e soluções metamórcas
residuais, cuja circulação pervasiva prévia favoreceu a extracção dos conteúdos metalíferos,
principalmente a partir dos metassedimentos Paleozóicos.
4. Passado, presente e futuro da prospecção, pesquisa
e exploração mineral na ZOM
O conhecimento actual sobre a distribuição espacial dos diversos tipos de mineraliza-
ção na ZOM representa o corolário de numerosas campanhas de prospecção e pesquisa
empreendidas por Serviços / Laboratórios de Estado (SFM de 1939 a 1992, IGM de 1993
a 2003, INETI de 2003 a 2009, LNEG de 2010 ao presente) e por empresas nacionais e
estrangeiras (e.g. ENU, Billiton, BP, Iberian Resources, Kernow, Maepa, Mining Explora-
tion Int., Outokumpu, Prospectus, Rionex-Sociedade Mineira Rio Artezia, Rio Narcea,
entre outros). Ao contrário do que se passou na Faixa Piritosa Ibérica (FPI), o Estado, atra-
vés do SFM, desempenhou sempre papel crucial na prospecção de minérios metálicos na
ZOM comparativamente com a iniciativa privada. Esta política sustentada de prospecção
de recursos teve o seu epílogo na investigação aprofundada da região de Moura-Ficalho da
Faixa Montemor-o-Novo – Ficalho, conduzindo à descoberta da jazida de Enfermarias em
1988 (Queiroz et al. 1989; Oliveira e Matos 1992).
Até aos anos oitenta do século , as campanhas de prospecção e pesquisa na ZOM foram
preferencialmente orientadas para o Fe, Cu, Pb e Zn, cobrindo regiões envolventes de anti-
gos centros mineiros (maioritariamente activos na transição dos séculos -). Campanhas
subsequentes, predominantemente desenvolvidas nos anos oitenta do século  mas ainda
merecendo atenção em áreas localizadas, foram dedicadas à prospecção e pesquisa de Au e
metais associados (como Ag, Sb e Bi); adicionalmente, alguns alvos promissores para metais
base foram pesquisados. Nestes projectos de prospecção sobressai o uso de técnicas de geo-
química (solos, sedimentos uviais, mineralometria, litogeoquímica) e de magnetometria em
escala regional, apoiadas, a nível local, por gravimetria e geoeléctrica (diversa cartograa SFM
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606 Geologia de Portugal
não publicada de L. Alvoeiro; M. Bengala e N. Silva; Oliveira, 1986; Queiroz et al., 1989; Oli-
veira e Matos, 1992). Atendendo à maior complexidade geológica da ZOM, a investigação de
alvos geoquímicos e geofísicos tem sido acompanhada pela cartograa geológica e mineira
de detalhe em escala de pormenor, com ênfase para a caracterização da alteração hidroter-
mal e supergénica, destacando-se os amplos trabalhos desenvolvidos neste domínio por V.
Oliveira nas regiões de Barrancos, Alandroal, Arronches e Moura-Ficalho (cartograa SFM
esc. 1/5000). Mais recentemente, as campanhas de prospecção na ZOM tiveram como propó-
sito a identicação de alvos para Cu-Ni e EGPt, surgindo os primeiros levantamentos aéreos
de magnetometria e de radiometria efectuados pela Outokumpu e Rio Narcea (Beck, 1997).
Actualmente, o LNEG dispõe de informação sobre mais de 465 sondagens mecânicas efectua-
das na ZOM (Matos, 2007). Analisando um universo de 224 furos (≈51175 m de perfura-
ção), obtém-se uma profundidade média de 228 m por sondagem, vericando-se as seguintes
metragens máximas: 300-400 m para 42 sondagens; 400-500 m para 10 sondagens; 500-600 m
para 7 sondagens; 1 furo com 625 m e outro com 716m efectuados na região de Moura, sobre
a estrutura de Enfermarias – Sto André. Apesar destas sondagens mecânicas representarem
um investimento signicativo, os valores são claramente inferiores aos vericados na FPI, pro-
víncia onde se conhecem (no sector português) mais de 35 furos com comprimento superior
a 800 m, entre os quais 10 com extensão superior a 1000 m. Ainda assim, os investimentos
globais em prospecção e pesquisa no sector português da ZOM não são, de forma alguma,
negligenciáveis, representando » 20% dos valores que, no período 1990-2006 e por grupos de
substâncias, foram canalizados para esta actividade em Portugal (Fig. 2).
A reduzida dimensão das estruturas mineralizadas do sector português da ZOM cons-
titui um factor negativo para o investidor. No entanto, a ocorrência de mineralizações com
teores interessantes, situadas a relativa proximidade e com excelente apoio logístico, pode
vir a permitir a exploração sustentada de várias estruturas mineralizadas em simultâneo.
Acresce referir que, não obstante os esforços realizados até ao momento, permanecem por
prospectar na ZOM várias áreas geológicas com potencial metalogenético signicativo.
Igualmente continua por realizar a caracterização minuciosa de exemplos paradigmáticos
de vários tipos de mineralização, providenciando novos elementos factuais que permitam
conceptualizar modelos metalogenéticos preditivos inovadores ou renar os existentes.
O quadro presente é, no entanto, bastante promissor, especialmente se for tomada em con-
sideração a evolução recente dos indicadores de mercado internacional de matérias-primas
minerais, assim como as projecções que se fazem na sua base. Daqui emergem boas perspec-
tivas para a prospecção/pesquisa e valorização dos recursos minerais existentes na ZOM,
contribuindo, necessariamente, para o reforço da indústria mineira em Portugal.
Vive-se, presentemente, o início de um novo rumo que se espera venha a recolocar os
recursos minerais e seu aproveitamento no lugar de destaque que merecem em termos do
desenvolvimento das sociedades. Em Portugal, embora certamente não a curto prazo, esta
Geologia de Portugal_Volume I.indb 606 12/09/13 13:53

Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 607
nova perspectiva permitirá a criação de condições para que o futuro da indústria mineira
seja ainda mais favorável. Tal decorre da recente tomada de consciência por parte das auto-
ridades e agentes económicos dos países desenvolvidos da necessidade de voltar a assu-
mir sem preconceitos a exploração dos recursos minerais, desde que o princípio genérico
da salvaguarda ambiental seja acautelado. Com efeito, a manutenção ou melhoramento
dos padrões de vida actuais, bem como a construção de uma Sociedade global mais justa,
conduz, directa e indirectamente, a taxas elevadas de consumo de recursos minerais. No
entanto, a competição pelo uso do território a que se associam as preocupações de preserva-
ção ambiental, têm vindo a diminuir a acessibilidade aos recursos, o que é altamente pena-
lizante, já que a localização geográca de um depósito geológico de alto valor económico
depende de processos naturais, não podendo ser escolhida ou modicada. Deste modo,
urge promover, consolidar e actualizar de forma sistemática os conhecimentos acerca dos
locais e modos de ocorrência desses recursos, bem como aperfeiçoar as técnicas para a sua
exploração, tratamento e utilização, contribuindo para a construção de caminhos no sentido
do progresso que se revelem compatíveis com os valores subjacentes ao desenvolvimento
sustentável da Civilização Humana.
Agradecimentos
Os autores agradecem o convite endereçado pela Comissão Editorial deste livro dedicado
à Geologia de Portugal no Contexto da Ibéria (2.ª edição), assim como o suporte nanceiro
dos projectos de investigação seguintes: MIZOMOR (PBICT/CTA/2112/95), REDIBER
(PBICT/CTA/2113/95), PROGEREMIN (PRAXIS XXI/12/2.1/CTA/84/94), MODELIB
(POCTI/3569/1999), METALTRAVEL (POCTI/CTE-GEX/61700/2004), POCA-PETRO-
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616 Geologia de Portugal
Tabela 1. Principais sistemas mineralizantes da ZO
Designação Associação
metalífera Dimensão e teores Situação Referências principais
FAIXA DE ARRONCHES – CAMPO MAIOR
1 S. Martinho Au(-As) 1-2,5 g/t Prospectado; investigado por
sondagens.
Inverno (1997); Oliveira et
al. (2007)
2 Algueireiras/Nave
de Grou/Mosteiros
Au(-As) ≤ 1 g/t Prospectado; investigado por
sondagens.
Inverno (1997); Oliveira et
al. (2007)
3 Tinoca-Azeiteiros Cu-(Pb) 0,025 Mt @ 2,5-5% Cu
(minérios explorados).
Azeiteiros: 442204t 2,24%
Cu (Intermine)
Incipientemente explorado
(1885-1934); investigado por
sondagens.
Oliveira (1986); Beck (1997);
Matos e Rosa (2001)
FAIXA DE ALTER DO CHÃO – ELVAS
4 Torre de Figueiras Zn-Pb Prospectado Oliveira (1986)
5Alagada Fe Descoberto pelo SFM em 1967;
investigado por sondagens.
Gonçalves e Assunção
(1979); Oliveira (1986)
6 Alter do Chão
(domínio NW)
Fe(-V) Prospectado Beck (1996)
7 Cabeço de Vide-Alter
do Chão
Ni-Cu-Co
(-EGPt, Au)?
Prospectado; investigado por
sondagens.
Dias et al. (2006); Pinto et al.
(2006)
8 Santa Eulália Sn-(W-F) 0.12 Mt de minério
aluvionar/eluvionar
Prospectado. Explorado (anos
1960-1970).
adeu e Aires-Barros
(1973); Oliveira (1986)
FAIXA DE SOUSEL – BARRANCOS
9Aparis Cu 175925 t @ 2,76% Cu.
Produção 667t conc. @
31,57% Cu (1975)
Parcialmente explorado
(11883-1975)
Rhoden (1956); Mendes
(1967); Gaspar (1968);
Matos e Rosa (2001)
10 Bofeta Cu Incipientemente explorado
(1886-1900’s)
Rhoden (1956); Matos e
Rosa (2001)
11 Miguel Vacas Cu 1,73 Mt @ 1,15-1,49% Cu
(minérios pimários) + 1,17
Mt @ 1,5% Cu (minérios
secundários)
Explorado (1925-1986);
investigado por sondagens.
Relatórios EMIL (1975);Oli-
veira (1984); Matos e Rosa
(2001); Mateus et al. (2003c)
12 Mociços Cu Explorado (1873-1920’s);
investigado por sondagens.
Oliveira 1984; Matos e Rosa
(2001)
13 Urmos Cu Explorado (19??-19??)
14 Minancos Cu 1187 t (total de minério
explorado)
Explorado (1878-1900’s?) Oliveira 2001
15 Bugalho Cu Explorado (1866-1920’s?). Oliveira (1984); Matos e
Rosa (2001); Pé-Curto et al.
(2002); Mateus et al. (2003c)
16 Zambujeira Cu Explorado (1913-1924?) Oliveira 1984;
17 Mostardeira Cu(-Au?) Produção 330t @ 2,2% Cu
(1871)
Parcialmente explorado
(1862-1920’s?); investigado por
sondagens
Matos e Rosa (2001)
18 Defesa de Mercês Cu(-Au?) 480 t (total de minério
explorado)
Explorado (1884-1898);
investigado por sondagens.
Matos e Rosa (2001);
Oliveira 2001; SIORMINP
(2002)
FAIXA DE ARRAIOLOS – SANTO ALEIXO
19 Santo Aleixo Cu Explorado (1886-1903);
investigado por sondagens.
Carvalho e Oliveira (1992)
20 Azaruja Cu Parcialmente explorado
(1900’s-1910’s).
Oliveira (1986); Goinhas e
Martins (1998)
21 Monte do Trigo Cu Parcialmente explorado;
investigado por sondagens.
Oliveira (1986)
22 Reguengos Cu Oliveira (1986)
FAIXA DE MONTEMOR-O-NOVO – FICALHO
23 Monges Fe 1-2 Mt @ 30-66% Fe; 3.3-
-19% SiO2, 0.2-0.8% S (pode
atingir 22% nos domínios
profundos); produção
130000t/ano (1870’s)
Incipientemente explorado
(1865-1905).
Goinhas e Martins (1986);
Carvalho (1976); Matos e
Rosa (2001)
24 Orada Fe 2Mt @ 39-46% Fe; 6-18%
SiO2, 2,5-4,5% CaO, 0.,01-
-0,02% S (pode atingir 20%
nos domínios enriquecidos
em sulfuretos)
Explorado (1888 e 1955-1971);
investigado por sondagens
Carvalho (1971, 1976);
Matos e Rosa (2001)
Geologia de Portugal_Volume I.indb 616 12/09/13 13:53

Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 617
Tabela 1. Principais sistemas mineralizantes da ZO
Designação Associação
metalífera Dimensão e teores Situação Referências principais
FAIXA DE ARRONCHES – CAMPO MAIOR
1 S. Martinho Au(-As) 1-2,5 g/t Prospectado; investigado por
sondagens.
Inverno (1997); Oliveira et
al. (2007)
2 Algueireiras/Nave
de Grou/Mosteiros
Au(-As) ≤ 1 g/t Prospectado; investigado por
sondagens.
Inverno (1997); Oliveira et
al. (2007)
3 Tinoca-Azeiteiros Cu-(Pb) 0,025 Mt @ 2,5-5% Cu
(minérios explorados).
Azeiteiros: 442204t 2,24%
Cu (Intermine)
Incipientemente explorado
(1885-1934); investigado por
sondagens.
Oliveira (1986); Beck (1997);
Matos e Rosa (2001)
FAIXA DE ALTER DO CHÃO – ELVAS
4 Torre de Figueiras Zn-Pb Prospectado Oliveira (1986)
5Alagada Fe Descoberto pelo SFM em 1967;
investigado por sondagens.
Gonçalves e Assunção
(1979); Oliveira (1986)
6 Alter do Chão
(domínio NW)
Fe(-V) Prospectado Beck (1996)
7 Cabeço de Vide-Alter
do Chão
Ni-Cu-Co
(-EGPt, Au)?
Prospectado; investigado por
sondagens.
Dias et al. (2006); Pinto et al.
(2006)
8 Santa Eulália Sn-(W-F) 0.12 Mt de minério
aluvionar/eluvionar
Prospectado. Explorado (anos
1960-1970).
adeu e Aires-Barros
(1973); Oliveira (1986)
FAIXA DE SOUSEL – BARRANCOS
9Aparis Cu 175925 t @ 2,76% Cu.
Produção 667t conc. @
31,57% Cu (1975)
Parcialmente explorado
(11883-1975)
Rhoden (1956); Mendes
(1967); Gaspar (1968);
Matos e Rosa (2001)
10 Bofeta Cu Incipientemente explorado
(1886-1900’s)
Rhoden (1956); Matos e
Rosa (2001)
11 Miguel Vacas Cu 1,73 Mt @ 1,15-1,49% Cu
(minérios pimários) + 1,17
Mt @ 1,5% Cu (minérios
secundários)
Explorado (1925-1986);
investigado por sondagens.
Relatórios EMIL (1975);Oli-
veira (1984); Matos e Rosa
(2001); Mateus et al. (2003c)
12 Mociços Cu Explorado (1873-1920’s);
investigado por sondagens.
Oliveira 1984; Matos e Rosa
(2001)
13 Urmos Cu Explorado (19??-19??)
14 Minancos Cu 1187 t (total de minério
explorado)
Explorado (1878-1900’s?) Oliveira 2001
15 Bugalho Cu Explorado (1866-1920’s?). Oliveira (1984); Matos e
Rosa (2001); Pé-Curto et al.
(2002); Mateus et al. (2003c)
16 Zambujeira Cu Explorado (1913-1924?) Oliveira 1984;
17 Mostardeira Cu(-Au?) Produção 330t @ 2,2% Cu
(1871)
Parcialmente explorado
(1862-1920’s?); investigado por
sondagens
Matos e Rosa (2001)
18 Defesa de Mercês Cu(-Au?) 480 t (total de minério
explorado)
Explorado (1884-1898);
investigado por sondagens.
Matos e Rosa (2001);
Oliveira 2001; SIORMINP
(2002)
FAIXA DE ARRAIOLOS – SANTO ALEIXO
19 Santo Aleixo Cu Explorado (1886-1903);
investigado por sondagens.
Carvalho e Oliveira (1992)
20 Azaruja Cu Parcialmente explorado
(1900’s-1910’s).
Oliveira (1986); Goinhas e
Martins (1998)
21 Monte do Trigo Cu Parcialmente explorado;
investigado por sondagens.
Oliveira (1986)
22 Reguengos Cu Oliveira (1986)
FAIXA DE MONTEMOR-O-NOVO – FICALHO
23 Monges Fe 1-2 Mt @ 30-66% Fe; 3.3-
-19% SiO2, 0.2-0.8% S (pode
atingir 22% nos domínios
profundos); produção
130000t/ano (1870’s)
Incipientemente explorado
(1865-1905).
Goinhas e Martins (1986);
Carvalho (1976); Matos e
Rosa (2001)
24 Orada Fe 2Mt @ 39-46% Fe; 6-18%
SiO2, 2,5-4,5% CaO, 0.,01-
-0,02% S (pode atingir 20%
nos domínios enriquecidos
em sulfuretos)
Explorado (1888 e 1955-1971);
investigado por sondagens
Carvalho (1971, 1976);
Matos e Rosa (2001)
Geologia de Portugal_Volume I.indb 617 12/09/13 13:53

618 Geologia de Portugal
Designação Associação
metalífera Dimensão e teores Situação Referências principais
25 Azenhas Fe Fe2O3 (como ferro total, <
62,50 wt%), SiO2 (15.03-21.31
wt%) e P2O5 (< 0.04 wt%)
Explorado Incipientemente
explorado; investigado por
sondagens
Carvalho (1971, 1976); ;
Matos e Rosa (2001); Mateus
et al. (2005)
26 Vale de Pães Fe 8,5 Mt @ 42% Fe, 19% SiO2,
0,6-5,2% S
Prospectado e pesquisado por
sondagens.
Carvalho (1976); Oliveira
(1986)
27 Alvito Fe 0,7 Mt @ 44% Fe, 17%
SiO2, 1,5% S
Explorado (1880-1929). Carvalhosa & Zbyszewski
(1972), Carvalho (1976)
28 Algares Zn(-Pb) 4,8-7Mt @ 3-4%Zn,
0,45-0,55%Pb
Incipientemente explorado;
prospectado; investigado por
sondagens.
Goinhas (1971a); Andrade
(1966, 1969); Carvalho
(1988); Mateus et al. (2003b)
29 Balsa Zn(-Pb-Ag) 2,5-3 Mt @ 2,5-3%Zn,
0,5-1%Pb, 30-50 g/t Ag
Prospectado; investigado por
sondagens,
Goinhas (1971a); Andrade
(1966, 1969); Carvalho
(1988); Mateus et al. (2003b)
30 Enfermarias Zn,Pb(Ag-Sb-
-Au)
0.6 Mt @ 2.6%Zn, 0.8Pb Descoberto pelo SFM em 1988;
investigado por sondagens;
Oliveira e Matos (1992)
31 Sto. André Zn,Pb(Ag-Sb-
-Au)
Descoberto pelo SFM em 1989;
investigado por sondagens.
Oliveira e Matos (1992)
32 Preguiça Zn(-Pb) 0.6-1Mt @ 8%Zn, 2%Pb
(óxidos+sulfuretos)
Parcialmente explorado (1911-
-1915, 1960-1966); investigado
por sondagens.
Goinhas (1971b); Oliveira
(1986); Matos e Rosa (2001)
33 Vila Ruiva Zn(-Pb) 12694t @ 42%Zn Explorado (1911-1915, 1964-
-1966); investigado por sonda-
gens.
Goinhas (1971b); Oliveira
(1986); Matos e Rosa (2001)
34 Carrasca Zn(-Pb) Prospectado; investigado por
sondagens.
Oliveira (1986); Oliveira
e Matos 1992; Aalten
e Steenbruggen (1994)
35 Chaminé-Casas Novas-
-Braços
Au-As-Bi 4,45 Mt @ 2,81ppm Au Recurso avaliado; área
concessionada para exploração
Ribeiro et al. (1993), Inverno
(1997), Faria (1997)
36 Rui Gomes Cu Incipientemente explorado
(1857-1902?)
Oliveira (1986), Oliveira
e Matos (1992)
37 Palmas Sb Incipientemente explorado Goinhas e Martins (1986);
Mateus et al. (2006)
38 Gouveia Sb Prospectado Goinhas e Martins (1986)
39 Caeira Pb(-Zn) Incipientemente explorado,
prospectado
Goinhas e Martins (1986)
40 Monfurado Au Prospectado Faria (1997)
FAIXA DE S. CRISTOVÃO – BEJA – SERPA
41 Odivelas Fe-Ti-V ≤ 10%TiO2; ≤ 1% V2O5Prospectado Silva (1945); Mateus et al.
(2001b); Jesus (2002); Jesus
et al. (2003d)
42 Serrabritas Ni(-Cu) < 0,56% Ni; < 0,30% Cu Prospectado Jesus et al. (2005a, 2006a,
2007a)
43 Figueirinha Ni-Cu < 0,89% Ni; < 0,96% Cu Prospectado Jesus et al. (2005a, 2006a,
2007a)
44 Ventoso Cu(-Ni) < 1,4% Cu; < 0,15% Ni Prospectado Mateus et al. (2001a); Jesus
(2002); Jesus et al. (2005a,
2006a, 2007a)
45 Corte Pereiro Cu(-Ag-Au?) Prospectado
46 Caeirinha Cu(-Ag-Au?) < 1.5% Cu Explorado (1900’s), prospec-
tado; investigado por sonda-
gens.
Oliveira (1986); Relvas
(1987); Matos e Rosa (2001)
47 Alcaçovas Cu(-Ag-Au?) Incipientemente explorado;
prospectado; investigado por
sondagens.
48 Corujeiras Fe Incipientemente explorado,
prospectado
Carvalho e Oliveira (1992);
Jesus et al. (2003a)
49 Ventosa Sb,Cu(As-Au) < 30% Sb; < 1% Cu Incipientemente explorado,
prospectado
Mateus et al. (1998c)
FAIXA DE FERREIRA DO ALENTEJO – MOMBEJA – BEJA
50 Mombeja-Ferreira
do Alentejo
Cr < 0.1% Cr (em bandas) Prospectado Mateus & Figueiras (1999
a,b)
51 Palmeira Ni-Cu-(Co) (Ni+Cu+Co) < 1050 ppm Prospectado Mateus et al. (1998a)
52 Mombeja Cu < 1.5%Cu; < 1200 ppm Zn Prospectado Mateus et al. (1998b, c)
Geologia de Portugal_Volume I.indb 618 12/09/13 13:53

Mineralizações no sector português da Zona de Ossa-Morena 619
Designação Associação
metalífera Dimensão e teores Situação Referências principais
25 Azenhas Fe Fe2O3 (como ferro total, <
62,50 wt%), SiO2 (15.03-21.31
wt%) e P2O5 (< 0.04 wt%)
Explorado Incipientemente
explorado; investigado por
sondagens
Carvalho (1971, 1976); ;
Matos e Rosa (2001); Mateus
et al. (2005)
26 Vale de Pães Fe 8,5 Mt @ 42% Fe, 19% SiO2,
0,6-5,2% S
Prospectado e pesquisado por
sondagens.
Carvalho (1976); Oliveira
(1986)
27 Alvito Fe 0,7 Mt @ 44% Fe, 17%
SiO2, 1,5% S
Explorado (1880-1929). Carvalhosa & Zbyszewski
(1972), Carvalho (1976)
28 Algares Zn(-Pb) 4,8-7Mt @ 3-4%Zn,
0,45-0,55%Pb
Incipientemente explorado;
prospectado; investigado por
sondagens.
Goinhas (1971a); Andrade
(1966, 1969); Carvalho
(1988); Mateus et al. (2003b)
29 Balsa Zn(-Pb-Ag) 2,5-3 Mt @ 2,5-3%Zn,
0,5-1%Pb, 30-50 g/t Ag
Prospectado; investigado por
sondagens,
Goinhas (1971a); Andrade
(1966, 1969); Carvalho
(1988); Mateus et al. (2003b)
30 Enfermarias Zn,Pb(Ag-Sb-
-Au)
0.6 Mt @ 2.6%Zn, 0.8Pb Descoberto pelo SFM em 1988;
investigado por sondagens;
Oliveira e Matos (1992)
31 Sto. André Zn,Pb(Ag-Sb-
-Au)
Descoberto pelo SFM em 1989;
investigado por sondagens.
Oliveira e Matos (1992)
32 Preguiça Zn(-Pb) 0.6-1Mt @ 8%Zn, 2%Pb
(óxidos+sulfuretos)
Parcialmente explorado (1911-
-1915, 1960-1966); investigado
por sondagens.
Goinhas (1971b); Oliveira
(1986); Matos e Rosa (2001)
33 Vila Ruiva Zn(-Pb) 12694t @ 42%Zn Explorado (1911-1915, 1964-
-1966); investigado por sonda-
gens.
Goinhas (1971b); Oliveira
(1986); Matos e Rosa (2001)
34 Carrasca Zn(-Pb) Prospectado; investigado por
sondagens.
Oliveira (1986); Oliveira
e Matos 1992; Aalten
e Steenbruggen (1994)
35 Chaminé-Casas Novas-
-Braços
Au-As-Bi 4,45 Mt @ 2,81ppm Au Recurso avaliado; área
concessionada para exploração
Ribeiro et al. (1993), Inverno
(1997), Faria (1997)
36 Rui Gomes Cu Incipientemente explorado
(1857-1902?)
Oliveira (1986), Oliveira
e Matos (1992)
37 Palmas Sb Incipientemente explorado Goinhas e Martins (1986);
Mateus et al. (2006)
38 Gouveia Sb Prospectado Goinhas e Martins (1986)
39 Caeira Pb(-Zn) Incipientemente explorado,
prospectado
Goinhas e Martins (1986)
40 Monfurado Au Prospectado Faria (1997)
FAIXA DE S. CRISTOVÃO – BEJA – SERPA
41 Odivelas Fe-Ti-V ≤ 10%TiO2; ≤ 1% V2O5Prospectado Silva (1945); Mateus et al.
(2001b); Jesus (2002); Jesus
et al. (2003d)
42 Serrabritas Ni(-Cu) < 0,56% Ni; < 0,30% Cu Prospectado Jesus et al. (2005a, 2006a,
2007a)
43 Figueirinha Ni-Cu < 0,89% Ni; < 0,96% Cu Prospectado Jesus et al. (2005a, 2006a,
2007a)
44 Ventoso Cu(-Ni) < 1,4% Cu; < 0,15% Ni Prospectado Mateus et al. (2001a); Jesus
(2002); Jesus et al. (2005a,
2006a, 2007a)
45 Corte Pereiro Cu(-Ag-Au?) Prospectado
46 Caeirinha Cu(-Ag-Au?) < 1.5% Cu Explorado (1900’s), prospec-
tado; investigado por sonda-
gens.
Oliveira (1986); Relvas
(1987); Matos e Rosa (2001)
47 Alcaçovas Cu(-Ag-Au?) Incipientemente explorado;
prospectado; investigado por
sondagens.
48 Corujeiras Fe Incipientemente explorado,
prospectado
Carvalho e Oliveira (1992);
Jesus et al. (2003a)
49 Ventosa Sb,Cu(As-Au) < 30% Sb; < 1% Cu Incipientemente explorado,
prospectado
Mateus et al. (1998c)
FAIXA DE FERREIRA DO ALENTEJO – MOMBEJA – BEJA
50 Mombeja-Ferreira
do Alentejo
Cr < 0.1% Cr (em bandas) Prospectado Mateus & Figueiras (1999
a,b)
51 Palmeira Ni-Cu-(Co) (Ni+Cu+Co) < 1050 ppm Prospectado Mateus et al. (1998a)
52 Mombeja Cu < 1.5%Cu; < 1200 ppm Zn Prospectado Mateus et al. (1998b, c)
Geologia de Portugal_Volume I.indb 619 12/09/13 13:53

Geologia de Portugal XI
(A) Mapa Geológico simplicado da ZOM incluindo o posicionamento dos principais sistemas
mineralizantes (numerados conforme indicação na TabelaI). (B) Faixas com potencial mineiro
(adaptado de Oliveira, 1986). Figura da pág. 578 neste volume.
Geologia_Extratexto Volume I.indd 11 12/09/13 13:49