História Geológica da Região
A região de Canelas enquadra-se geologicamente numa das estruturas mais longas e estreitas da parte centro-meridional da Zona Centro-Ibérica, que se inicia em Tabagón (próximo de Tui) e termina nas proximidades de Tamames (Salamanca), numa extensão de cerca de 300 km.
A sucessão ordovícico-carbónica aflorante na região de Canelas, constitui-se como o prolongamento oriental do flanco SW do anticlinal de Valongo. Tudo terá começado há cerca de 520 Ma, no Período Câmbrico, com a deposição de sedimentos arenosos e argilosos, num mar pouco profundo, que estiveram na origem dos xistos e grauvaques actuais, posteriormente sujeitos forças tectónicas, que os dobraram e submeteram à acção da erosão.
A subsequente imersão desses materiais pelo mar, há cerca de 480 Ma (Período Ordovícico), nas margens pouco profundas do paleocontinente Gondwana, em latitudes então próximas do Pólo Sul, está retratada na deposição de novos materiais, fundamentalmente constituídos por areias, que vieram a originar os quartzitos, nos quais ficaram preservadas marcas de actividade de seres vivos (icnofósseis), do qual se destaca as pistas de Cruziana, realizadas por artrópodes as trilobites. A contínua subida do nível do mar então verificada, fez com que os materiais depositados em seguida fossem mais finos (siltes e argilas), o que muito ajudou à fossilização dos seres vivos, que então ocupavam estes habitats e que hoje encontramos preservados nas ardósias. Desses habitantes antigos destacam-se as trilobites, podendo também encontrar Braquiópodes, Gastrópodes, Bivalves, Cefalópodes, Equinodermes, Graptólitos, entre outros.
A deposição destes materiais não foi contínua, é possível testemunhar uma dessas interrupções num nível pouco espesso de ferro sedimentar oolítico.
No final do Ordovícico ocorreu uma importante paragem na sedimentação (cerca de 15 Ma), num período marcado por uma intensa glaciação que provocou a primeira grande extinção da vida na terra, há cerca de 445 Ma. Reinicia a sedimentação com o depósito de areias, que viriam a originar quartzitos, e com a progressiva subida do nível do mar, assiste-se ao depósito de siltes e argilas, que originaram greso-xistos, onde se intercalam pequenos seixos (dropstones). Estes últimos estavam inicialmente aprisionados nos icebergs, à deriva no mar, e devido à fusão do gelo desprenderam-se e depositaram-se no fundo do mar sob a forma de uma “chuva de clastos”.
Com o constante aprofundar do mar, e já durante o Período Silúrico (443 a 416 Ma), assistiu-se ao depósito de sedimentos muito finos e em condições de baixa oxigenação, que originaram xistos negros, onde ficaram preservados alguns fósseis de seres planctónicos coloniais, denominados Graptólitos.
Posteriormente, baixa o nível do mar durante o Período Devónico (416 a 359 Ma), esta idade não aflora nesta região devido à erosão e constrangimentos de natureza tectónica.
Ao recuo total do mar que cobria os materiais devónicos, não é alheia a acção da tectónica (Orogenia Hercinica ou Varisca) que, ao provocar o dobramento destas rochas, conduziu à formação de uma importante cadeia montanhosa, da qual o denominado Anticlinal de Valongo é hoje uma reminiscência. Esta movimentação induziu a formação de uma bacia de sedimentação continental (lacuste), na parte final do Período Carbónico (há cerca de 300 Ma), com desenvolvimento de frondosa vegetação nas suas margens, que estaria mais tarde na origem do carvão. As rochas deste período são xistos com Fósseis de vegetais, intercalados com arenitos, e um espesso conglomerado, resultante da erosão e desagregação das vertentes da bacia carbonífera.
O choque dos continentes culmina com a formação de um super-continente “ a Pangea”, há cerca de 250 Ma, com enormes consequências da qual destacamos a extinção das trilobites à escala global, ou ainda a instalação de massas magmáticas que originaram os granitos do região.
