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Transcrição

Guia de campo do VI encontro de Professores de Geociências do Algarve, Escola Secundária de Loulé, 14-15 de Out. 2005, CD-ROM, Parte 1, 17p.
Paleosismitos no Algarve
Ruben P. Dias (a,1) & João Cabral (b,2)
a - Instituto Geológico e Mineiro, Departamento de Geologia, Estrada da Portela, Zambujal, Apartado 7586, 2721-288 Alfragide; 1 - [email protected]
b - Departamento de Geologia/LATTEX, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, Campo Grande, 1749-016 Lisboa; 2 - [email protected]
Introdução
A região algarvia corresponde à área de Portugal continental mais próxima do sector oriental da zona de fractura
Açores-Gibraltar, que corresponde a uma zona de fronteira de placas difusa entre a Eurásia e a África, disposta
segundo uma direcção geral E-W e, considerando o modelo proposto por Ribeiro e Cabral (Cabral, 1995, Ribeiro et
al., 1996, Ribeiro, 2002), encontra-se também próximo da zona de subducção em desenvolvimento ao longo da
margem continental W Ibérica, ou seja, perto de um ponto triplo em formação (Fig. 1).
Fig. 1 – Enquadramento geodinâmico da região do Algarve no contexto do sector oriental da fronteira de placas AçoresGibraltar (modificado de Ribeiro et al., 1996). 1, crosta oceânica; 2, crosta continental adelgaçada; 3, fronteira de placas
difusa (colisão continental); 4, zona de deformação interplacas distribuída por dobramento e falhamento inverso; 5, limite de
placa (localização aproximada); 6, zona de subducção incipiente ao longo da margem continental SW Ibérica; 7, dobra
antiforma activa; 8, falha activa; 9, falha activa provável; 10, falha de desligamento; 11, falha inversa; 12, falha normal; 13,
batimetria em km; A, Algarve; Go, banco de Gorringe; Gq, banco de Guadalquivir; P.A.Ib., planície abissal Ibérica; P.A.T.,
planície abissal do Tejo.
1
Este enquadramento geodinâmico é responsável pela ocorrência de actividade tectónica regional, que se manifesta
por deformações neotectónicas e uma sismicidade significativa (Fig. 2), proporcionando um cenário de importante
potencial sismogénico (Dias e Cabral, 1995a, 2000a, 2002b; Dias, 2001; Terrinha et al., 1998). Com efeito, a região
do Algarve tem sido afectada por sismicidade histórica e instrumental, com sismos históricos fortes que causaram
danos importantes, dos quais se destacam sismos distantes de tipo interplacas, gerados na área do banco submarino
de Goringe e/ou na zona de subducção W Ibérica, de que o sismo de 1755 é o evento melhor caracterizado (Zitellini
et al., 2001, 2004; Baptista et al., 2003; Terrinha et al., 2003.)
Fig. 2 - Mapa de distribuição de epicentros de sismos históricos e instrumentais, de magnitude superior ou igual a 3, no
território de Portugal Continental e áreas adjacentes, ocorridos no período de 63 a.C. a 1997 (segundo o catálogo de
Martins e Mendes Victor, 1990, actualizado até Dezembro de 1997, comunicação pessoal). A dimensão dos símbolos é
proporcional à magnitude. Área sombreada - região do Algarve.
2
Registam-se ainda sismos próximos do tipo intraplaca como, por exemplo, os sismos ocorridos nasáreas de Portimão
(1719, IMM max. IX), litoral de Tavira (1722, IMM max. X) e Loulé (1856, IMM max. VIII) (Carrilho et al., 1997).
Contudo, a sismicidade não se propaga significativamente para o interior do território algarvio, o que sugere a
existência de estruturas geológicas submarinas que absorvem importante parte da deformação interplacas e reduzem
a importância da actividade intraplaca (Dias e Cabral 1995a, 2002; Dias, 2001).
A actividade neotectónica é evidenciada por deslocamentos verticais da crosta, bem como pela presença de
deformação frágil, materializada por fracturas (falhas e diaclases) (Fig. 3), e dúctil, representadas por dobramentos
(Fig. 3), que afectam os depósitos plio-quaternários aflorantes na região (Areias e Cascalheiras de Faro-Quarteira
e/ou Formação do Ludo) (Manupella e Dias, 1992; Dias e Cabral, 1995a,b,1998, 2000a, 2002; Dias 2001) (Figs. 4 e
5).
Os deslocamentos verticais são evidenciados por um longo empolamento crustal de orientação geral E-W, com cerca
de 100 km de extensão, que constitui a região da “serra algarvia”. Este vasto empolamento afecta a superfície de
erosão poligénica da Meseta meridional, talhada em formações predominantemente constituídas por xistos e
grauvaques do soco varisco, com excepção do maciço intrusivo de Monchique, com 16 km por 6 km, constituído por
rochas ígneas do Cretácico Superior (Feio, 1951). Este empolamento forma um doma assimétrico com o flanco
meridional mais inclinado. É composto por dois núcleos de levantamento, um ocidental constituído pela serra de
Espinhaço de Cão, de onde sobressai o relevo residual da serra de Monchique culminando a 903 m na Foia, e outro
oriental que corresponde à serra do Caldeirão, culminando a cerca de 590 m, os quais estão separados por uma
depressão alongada, de direcção NW-SE, que coincide com a falha S. Marcos-Quarteira. O levantamento
responsável pelo doma ocidental atinge o litoral do SW algarvio, onde está expresso pelo empolamento de Torre de
Aspa, deformando uma plataforma litoral de idade provável pliocénica superior, e se manifesta também pela presença
de praias quaternárias levantadas e balançadas (Dias e Cabral, 1997, 2002; Dias 2001; Pereira, 1990). O aspecto
evoluído da morfologia em toda a região central e oriental do Algarve, onde a acção da erosão é claramente muito
pronunciada, com embutimento de formas, sugere diacronismo dos deslocamentos verticais, com um levantamento
mais antigo (iniciado no Pliocénico Inferior?) da serra do Caldeirão (Feio, 1951; Pimentel, 1989;Dias e Cabral, 1997,
2000b, 2002b; Dias 2001).
A identificação e caracterização das estruturas neotectónicas, que afectam os sedimentos plio-quaternários, revelouse por vezes difícil devido, quer à ausência e/ou à deficiente caracterização lito- e cronoestratigráfica das unidades
sedimentares utilizadas como referência, quer à interferência de deformações resultantes da evolução de um carso
em rochas carbonatadas subjacentes a estas unidades (Dias e Cabral, 1998, 2002a, Dias 2001). Contudo,
identificaram-se numerosas falhas com orientações diversificadas e apresentando diversos estilos tectónicos (falhas
inversas, normais e de desligamento), embora predominem falhas com componente de deslocamento inverso (Fig. 3)
(Dias e Cabral, 1995b, 2000a, 2002b; Dias 2001). Como se referiu, na região algarvia identificaram-se também
estruturas de deformação dúctil afectando as formações sedimentares de idade plio-quaternária, nomeadamente
dobramentos em sinforma e antiforma (op. cit.). Nalguns casos, estes dobramentos tiveram provavelmente uma
génese tectónica, sugerida por uma geometria cilíndrica e pela presença de uma fracturação intensa com
3
Fig. 3 – Mapa sintético das principais falhas activas identificadas na região do Algarve. 1, falha provável; 2, falha inversa (marcas no bloco superior); 3, desligamento; 4, falha com componente
de movimentação vertical de estilo desconhecido (traços no bloco abatido); 5, dobra; 6, localização das paragens; A - Baiona; B – Sinceira (A e B correspondem ao sistema de falhas S.
Teotónio-Aljezur-Sinceira-Ingrina); C - Martinhal; D - Barão de S. João; E - Espiche-Odiáxere;F - Lagos; G - Rib.ª de Odiáxere; H - Alvor; I - Portimão; J - Ferragudo; K - Sr.ª do Carmo; L Relvas; M - Rib.ª de Espiche; N - Vale Rabelho; O -Baleeira; P - Albufeira; Q - Mosqueira; R - Oura; S - S. Marcos-Quarteira; T – Carcavai; U - Areias de Almansil; V - Faro; Y - S. Estevão; X Loulé; W- Eira de Agosto; Z - S. Brás de Alportel. Linhas de contorno a cada 100 m, com excepção da primeira que é inferior a 50 m. (adaptado de Dias, 2001; Dias e Cabral, 2002b).
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Fig. 4 - Mapa geológico da região do Algarve. 1, Holocénico; 2, Pleistocénico; 3, Pliocénico; 4, Miocénico; 5, Paleogénico; 6, Cretácico; 7, Jurássico; 8, Jurássico inferior - Triásico superior; 9,
Maciço intrusivo de Monchique; 10, Vestefaliano, 11, Namuriano, 12, Viseano; 13, Tournaisiano; 14, Fameniano, 15, filões, 16,falha; 17, localização das paragens (adaptado da Carta
Geológica de Portugal à escala 1:500 000, 1992).
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Fig. 5 - Modelo esquemático mostrando a distribuição vertical e lateral das diferentes litofácies da Formação do Ludo, e a
sua relação com o substracto Mesozóico e Miocénico (adaptado de Moura, 1998;Moura et al., 1998; Moura, D. e Boski, T.
(1999). 1, Areias e Cascalheiras de Gambelas” (Pleistocénico médio a superior); 2, Areias do Ludo (Plio-Pleistocénico); 3,
Areias de Quarteira (Pliocénico superior); 4, Areias da Falésia (Pliocénico inferior); 5, Areias de Monte Negro (Pliocénico
inferior); 6, Formação de Cacela (Miocénico superior); 7, Formação de Lagos Portimão 8, Mesozóico.
orientação aproximadamente perpendicular ao eixo do dobramento (Fig. 3). Noutros casos, a sua génese é resultante
de subsidência por evolução do endocarso subjacente (Dias e Cabral, 2002a; Dias 2001).
Ocorrem ainda estruturas relacionadas com fenómenos de liquefacção e fluidização, correspondendo a filões
detríticos intruindo sedimentos plio-quaternários, filões neptunianos, dobramentos convolutos e estruturas em chama,
que testemunham paleosismicidade na região do Algarve (Dias e Cabral, 2000b, 2002; Dias 2001) (Fig. 6).
A ocorrência destas estruturas em diversos locais indica que os depósitos afectados foram submetidos a vibrações
sísmicas de intensidade elevada, em resultado da ocorrência de sismos de magnitude moderada a elevada. Estes
sismos poderão ter sido gerados em falhas activas próximas, ou em estruturas activas mais distantes, como sucedeu
com o evento de 1755, responsável por uma intensidade X MM na região algarvia (Dias e Cabral, 2002b).
Contudo, a proximidade de várias das estruturas identificadas a falhas activas reconhecidas sugere que estejam
associadas a eventos sísmicos gerados nestas falhas, com um limiar mínimo de magnitude da ordem de 5,5
(Rodríguez Pascua, 1998), o que é compatível com os dados conhecidos sobre a sismicidade regional (Carrilho et al.,
1997) e a ocorrência provável de ruptura superficial (Dias e Cabral, 2002b). O padrão de deformação encontrado
sugere a acção de um campo de tensões compressivo, com a compressão máxima variando de N-S a E-W (Dias e
Cabral 1995a, 2000a, 2002b; Terrinha 1998; Terrinha et al., 1998; Dias, 2001), compatível com a complexidade do
enquadramento tectónico regional.
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Fig. 6 – Mapa de falhas activas (adaptado da Fig. 3) onde se assinalam as áreas de afloramento dos sedimentos plio-quaternários e a localização dos paleosismitos identificados na região do
Algarve. 1, sedimentos plio-quaternários; 2, falha provável; 3, falha inversa (marcas no bloco superior); 4, desligamento; 5, falha com componente de movimentação vertical de estilo
desconhecido (traços no bloco abatido); 6, localização das paragens (adaptado de Dias e Cabral, 2000b; Dias, 2001).
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Paragens
Na excursão de campo iremos mostrar alguns dos aspectos das estruturas tectónicas atrás referidas e paleossismitos,
afectando os sedimentos plio-quaternários, nomeadamente (Fig. 7):
a) falhas e dobramentos convolutos, em arenitos e cascalheiras, do Pleistocénico, em Fonte de Boliqueime
(paragem 1);
b) preenchimentos de fracturas por colapso devido a abertura súbita - filões neptunianos, em arenitos da
Formação do Ludo, na praia da Falésia (paragem 2);
c) dobramentos convolutos de níveis conglomeráticos, da Cascalheira de Odiáxere, do Pleistocénico, em Arão
(Odiáxere) (paragem 3);
d) dobras em sedimentos da Formação do Ludo, na praia da Meia-Praia (Lagos) (paragem 4);
e) estrutura em graben, na zona de Porto de Mós (Lagos) (paragem 5 - opcional).
Fig. 7 - Itinerário da excursão.
Paragem 1 - Fonte de Boliqueime
Na estrada N125, km 79,5, em Poço de Boliqueime (Figs. 6 e 7), observa-se, em afloramento, deformação associada à falha
de S. Marcos-Quarteira (Figs. 3, e 8).
A Falha de Quarteira tem direcção geral NW-SE, estende-se desde S. Marcos da Serra, a N, até Quarteira, a S, numa
distância superior a 40 km, prolongando-se para a área imersa, na plataforma continental. Esta estrutura separa o Algarve
em dois blocos crustais com comportamentos tectónicos diferenciados. Herdada do soco paleozóico, manteve actividade
episódica durante o Mesozóico e o Cenozóico, rejogando no Plio-Quaternário com movimentação horizontal direita e
pequena componente de movimentação inversa.
Alguns dos seus troços são evidentes em imagens de satélite. O seu prolongamento para SE de Quarteira, na plataforma
continental, poderá ser responsável pela sismicidade localizada ao largo de Faro (Dias e Cabral, 1999, 2002b; Dias, 2001;
Kullberg et al. 1992).
O afloramento referido é interpretado pela presença de um conjunto de falhas inversas afectando sedimentos quaternários,
que geraram dobras de arraste nos sedimentos constituídos por alternância de níveis finos siltíticos e grosseiros
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Fig. 8 – Falha de S. Marcos-Quarteira a afectar depósitos plio-quaternários, em Fonte de Boliqueime (Figs. 3, 6 e 7, Paragem 1). A - corte esquemático; 1, formação conglomerática; 2,
formação siltítica; 3, falha com sentido de movimento; 4, falha provável; 5, estratificação; B - projecção estereográfica dos planos de falha medidos (rede de Schmidt, projecção no hemisfério
inferior); C - pormenor do afloramento (Dias et al., 2004).
9
conglomeráticos (Fig. 8). As dobras de arraste sugerem que os depósitos estavam saturados de água quando
ocorreu a deformação. A falha principal identificada tem orientação (N55ºW, 80ºSW) (Fig. 8) (op. cit.).
Dobramentos convolutos que afectam níveis sedimentares grosseiros são interpretados como resultantes de
liquefacção dos sedimentos saturados de água, por efeito de movimentos vibratórios associados a eventos sísmicos
de magnitude elevada, que foram provavelmente gerados na falha de S. Marcos-Quarteira(Fig. 3).
Paragem 2 – Praia da Falésia
No talude da estrada que dá acesso á praia da Falésia, no topo da arriba (Figs.6 e 7), observa-se, em sedimentos
plio-quatenários (Formação do Ludo), o colapso, sem rotura, de níveis de calhaus para o interiorde fracturas,
formando filões neptunianos (Fig. 9).
Os filões neptunianos estão preenchidos por sedimentos suprajacentes e, em secção, têm forma aproximada em
cunha, prolongando-se, para a base, por uma fractura. Os níveis de sedimentos encontram-se dobrados para o
interior da estrutura, sem qualquer rotura, estando próximos da vertical junto às paredes da fractura e
horizontalizando-se para o seu interior. Estas estruturas podem ter uma forma em funil, se a abertura se deu no
cruzamento de duas fracturas, ou forma tabular, se a abertura ocorreu ao longo de uma única fractura (Dias e Cabral,
2000b, 2002b; Dias 2001). Segundo Montenat et al. (1991) são geradas em regime distensivo logo após a
movimentação de falhas. De um modo geral são paralelas às falhas, podendo ter outras direcções devido ao
aproveitamento de fracturas pré-existentes (op. cit.). Também se pode colocar a hipótese destas fracturas serem
geradas em regime tectónico de desligamento sendo, neste caso, fendas detracção oblíquas ao acidente principal
(Dias, 2001).
Fig. 9 – Aspecto das fracturas preenchidas por depósitos devido a
colapso de sedimentos saturados em água, incoerentes, na
dependência de fracturas que terão sofrido abertura súbita – filões
neptunianos, na estrada para a Praia da Falésia (Figs. 6 e 7,
Paragem 2).
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Paragem 3 – Arão (Odiáxere)
Na estrada para Arão, em Eiras Velhas (Odiáxere), (Figs. 6 e 7), observa-se uma deformação intensa, expressa por
dobramentos e por fracturas num sedimento, provavelmente do Quaternário, constituído por um siltito e um depósito
conglomerático (Cascalheira de Odiáxere) (Fig. 10A). O siltito está cortado por numerosas fracturas evidenciando
deformação cisalhante. Os níveis conglomeráticos, no contacto com o siltito, apresentam-se intensamente
deformados, afectados por dobras de geometria irregular e amplitude métrica (Dias e Cabral, 2000b, 2002b; Dias,
2001). Alguns calhaus apresentam fracturação hidráulica (Fig.10B).
A
B
Fig. 5 – Afloramento em Eiras Velhas, 500 m NE de Descampadinho, na estrada para Arão (Figs. 6 e 7,Paragem 3), onde
se observa a deformação em depósito conglomerático (Cascalheira de Odiáxere), apresentando níveis dobrados,
provavelmente relacionados com liquefação e fluidização durante um sismo (A); fracturação em calhaus sugerindo
fracturação hidráulica (B).
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Os dobramentos convolutos que afectam a formação grosseira são interpretados como resultantes de liquefacção
dos sedimentos saturado de água, por efeito de movimentos vibratórios associados a eventos sísmicos de magnitude
elevada (M ≥ 7,5, segundo Rodríguez Pascua, 1998), que foram provavelmente gerados na falha de EspicheOdiáxere (Fig. 3).
Paragem 4 – praia da Meia-Praia (Lagos)
Na estrada Meia Praia-Albardeira (Figs. 6 e 7), observa-se um dobramento em sinforma seguido de antiforma, de
comprimento de onda decamétrico e eixo sub-horizontal com orientação N20º-25ºE, a afectar os sedimentos plioquaternários (Areias e Cascalheiras de Faro-Quarteira) (Fig. 11) (Dias e Cabral, 1995a,b;Dias 2001). No antiforma
identificam-se diaclases perpendiculares à estratificação. Na zona circundante existe um conjunto numeroso de
diaclases, também aproximadamente perpendiculares ao eixo da dobra, materializadas por planos de endurecimento
(Fig. 11-III), que são compatíveis com o campo de tensão que terá sido responsável pelo geração do dobramento,
com a compressão máxima (σ1) de direcção próxima de WNW-ESE (op. cit.).
Fig. 11 – Dobra em sedimentos plio-quaternários (Areias e Cascalheiras de Faro-Quarteira), na estrada Meia PraiaAlbardeira (E de Lagos) (Figs. 3, 6 e 7, Paragem 4). A direcção do eixo da dobra é (N20º-25ºE). A - corte geológico
esquemático; 1, areias vermelhas; 2, siltes de cor amarela; 3,areias brancas; 4, fractura; B - diagrama de contornos
de densidade dos pólos de fracturas medidos nos sedimentos plio-quaternários quer na dobra, quer na zona
circundante (rede de Schmidt, hemisfério inferior); C - aspecto do afloramento (adaptado de Dias, 2001).
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Paragem 5 – praia de Porto de Mós (Lagos) (opcional)
A falha de Lagos, de direcção N-S, tem uma extensão cartográfica de 8 km e estende-se desde a praia de Porto de
Mós até a Portelas. Na praia de Porto de Mós, a falha de Lagos aflora sob a forma de uma estrutura em graben
preenchida for sedimentos miocénicos (Figs. 6, 7 e 12) evidenciando ter sido provavelmente reactivada durante o
Plio-Quaternário, pois aparenta afectar arenitos desta idade que assentam sobre as rochas miocénicas. Nas arribas
da praia de Porto de Mós, observa-se o bordo ocidental do fosso tectónico, de direcçãoN-S, estabelecendo um
contacto sub-vertical, com componente de cavalgamento, entre calcários e margas do Cretácico e calcários
lumachélicos do Miocénico (Formação de Lagos-Portimão), e o seu bordo oriental, de orientação (N0º, 85ºE),
estabelecendo um contacto tectónico subvertical entre as rochas cretácicas e os calcários lumachélicos do
Miocénico, aparentemente afectando também os sedimentos plio-quaternários que preenchem cavidades cársicas
nestes calcários (Dias e Cabral, 1995b; Dias, 2001) (Fig. 12).
Fig. 12 – Falha de Lagos na praia de Porto de Mós (Figs. 3, 6 e 7, Paragem 5). Estrutura em ramp-valley, de direcção
aproximada N-S, aflorante na arriba da praia de Porto de Mós, e representação, em projecção estereográfica, de
superfícies de falha medidas nos sedimentos plio-quaternários junto ao contacto com as rochas cretácicas, no bordo
oriental (rede de Schmidt, hemisfério inferior). 1,depósito de vertente; 2, Areias e Cascalheiras de Faro-Quarteira (PlioQuaternário); 3, calcários miocénicos; 4 e 5, margas e calcários do Cretácico; 6, falha com sentido de movimento (Dias,
2001; Dias e Cabral, 2002b).
O contacto por falha correspondente ao bordo oriental do fosso tectónico é bem visível no talude da estrada para a
praia de Porto de Mós, junto do parque de estacionamento. No talude da estrada observam-se calcários miocénicos
intensamente fracturados e carsificados, com o carso preenchido por sedimentos plio-quaternários, em contacto
tectónico com calcários e margas do Cretácico. O contacto por falha, de direcção N-S, sub-vertical, parece afectar os
sedimentos plio-quaternários que preenchem o carso desenvolvido no Miocénico (Fig. 13).
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Fig. 13 – Afloramento na estrada para a praia de Porto de Mós, próximo do parque de estacionamento (Figs. 3, 6 e 7,
Paragem 5), onde se observa o contacto tectónico entre calcários miocénicos deformados e carsificados com calcários e
margas do Cretácico. A falha, de direcção N-S, sub-vertical, parece afectar os sedimentos plio-quaternários que preenchem
o carso.
Agradecimentos
Estamos gratos ao Dr. G. Manuppella e aos seus colaboradores pelas suas indicações sobre alguns dos locais com
evidências de actividade neotectónica, pelo acesso aos seus documentos cartográficos inéditos e pelas numerosas
discussões sobre a geologia regional. A P. Terrinha e A Ribeiro agradecemos as variadas discussões e úteis
sugestões sobre a evolução tectónica regional. Os estudos realizados desenvolveram-se no âmbito de diversos
projectos, nomeadamente os projectos PIDACC do Instituto Geológico eMineiro 1.1.3 - Investigação da Neotectónica
do País e Risco Sísmico e 1.1.6. Investigação em Geologia Urbana, Neotectónica e Risco Sísmico, os projectos
PRAXIS Elementos para Caracterização do Risco Sísmico na Região Meridional do Continente Português –
ECARISCOPO e Geodynamical Monitoring and Seismic Characterization of the Algarve Region, o projecto SAPIENS
– Costal Change in Algarve Since Last Interglacial (COCHA), financiados pela Fundação para a Ciência e a
Tecnologia (FCT), e oprojecto Caracterização do Potencial Sismogenético de Falhas na Região do Algarve Ocidental
Meridional - CAPSA, financiado pela FCT no âmbito do Programa de Apoio à Reforma dos Laboratórios do Estado.
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