O GRANITO DE COENTRAL REVISITADO: IDADE U-Pb DE
ZIRCÃO
THE GRANITE OF COENTRAL REVISITED: U-Pb ZIRCON AGE
Elsa M.C. Gomes1,3*, Isabel M.H.R. Antunes2,3
1 Universidade de Coimbra, Coimbra, Portugal. * egomes@dct.uc.pt 2 Instituto Politécnico de Castelo Branco, Castelo Branco, Portugal
3 Centro de Geociências
Resumo
O granito de Coentral forma um pequeno plutonito, aflorante no bordo oeste da Zona Centro Ibérica, próximo do limite com a Zona de Ossa Morena, que intruiu metassedimentos do Grupo das Beiras. Tabalhos anteriores de datação radiométrica K-Ar de moscovites e biotites sugeriram a sua implantação no Neoproterozóico superior a Câmbrico inferior e posterior deformação e metamorfismo hercínicos.
Novos dados isotópicos U-Pb ID-TIMS de zircão indicam uma idade de implantação para o granito de Coentral no intervalo 586-582 Ma, estando relacionado com o magmatismo associado à Orogenia Cadomiana. Estes novos dados permitiram também identificar um episódio térmico ou tectono/térmico hercínico com 300±20 Ma.
Palavras chave: granito de Coentral, idade ID-TIMS U-Pb, Orogenia Cadomiana, zircão
Abstract
The Coentral granite is a small pluton cropping out on the western border of the Central Iberian Zone, close to the boundary between the Central Iberian Zone and the Ossa Morena Zone, which intruded the metasediments of the Grupo das Beiras. Previous studies of K-Ar dating of muscovites and biotites suggested its emplacement during the late Neoproterozoic to early Cambrian and subsequent hercynian deformation and metamorphism.
New ID-TIMS U-Pb ages for zircon indicate an emplacement age of 586-582 Ma related to the magmatism of the Cadomian Orogeny. This new U-Pb dating also shows a thermal or tectono/thermal Hercynian episode at about 300±20 Ma.
Introdução
Na Região Centro de Portugal, no bordo oeste da Zona Centro Ibérica (ZCI), numa faixa contígua à zona de sutura entre a ZCI e a Zona de Ossa Morena (ZOM), afloram oito pequenos corpos graníticos ante-hercínicos: Vila Nova (Reis et al., 2010), Coentral (Gomes et al., 1991), Bouçã (Pereira, 1987), Figueiró dos Vinhos (Pereira, 1987), Pedrogão Grande (Pereira, 1987), Dornes, Santiago de Montalegre, Belver (Romão, 2000) e Mação-Penhascoso (Romão, 2000). Estes granitóides têm constituído objecto de datações radiométricas pelos métodos Rb-Sr, K-Ar e, mais recentemente, U-Pb (Reis et al., 2010; Romão et al., 2010). Em jeito de síntese e numa perspectiva cronológica, apresentam-se, na Tabela 1, as idades obtidas para alguns dos corpos graníticos referidos, bem como o método radiométrico utilizado. Na nova Carta Geológica de Portugal, à escala 1:1 000 000 (LNEG, 2010), estes granitos são referidos como pré-orogénicos, relativamente ao ciclo hercínico, com idades incluídas no intervalo 490-470 Ma. Pretende-se, com este trabalho, apresentar novos dados isotópicos por U-Pb “
Isotope
Dilution – Thermal Ionization Mass
Spectrometry” (ID-TIMS) obtidos em cristais
de zircão do granito de Coentral, discutir a idade de implantação deste granito e comparar com dados de estudos anteriores, obtidos por técnicas analíticas diferentes.Enquadramento geológico
O plutonito de Coentral é um pequeno corpo granítico com forma grosseiramente elíptica, alongado segundo a direcção N-S e com uma área não superior a 6 km2. Aflora na Serra da Lousã numa zona de relevo acentuado, com cotas de afloramento extremas, de 1020 m, no bordo este, a 570 m, no limite oeste do plutonito. Localiza-se na ZCI, nas proximidades da Zona de Cisalhamento Porto-Coimbra-Tomar, com orientação NNW-SSE, orientando-se sub-paralelamente a este acidente. O granito intrui metassedimentos do Grupo das Beiras, impondo, preferencialmente a noroeste, oeste e sul, uma extensa auréola de metamorfismo de contacto, constituída por filitos e metagrauvaques mosqueados, com porfiroblastos de cordierite e andaluzite, e raras corneanas (Gomes, 1990). A este, um sistema de falhas com direcção N-S a N15°E e movimentação direita, com abatimento do bloco este, reduzem a auréola de contacto a uma largura máxima de 300 m, por vezes, perturbada por falhas N20°W, N60°E e N80°E. A estratificação, na rocha encaixante, tem orientação geral N60° a 80°W, mergulhante para NNE. A deformação hercínica D1 produziu uma foliação paralela a sub-paralela à estratificação,
que contorna o plutonito, sendo a mais influente na região (Gomes, 1990).
Tabela 1 – Idades radiométricas dos granitos de Coentral (Co), Vila Nova (VN), Figueiró dos Vinhos (FV), Pedrogão Grande (PG), e Mação-Penhascoso (M-P), obtidas pelos métodos Rb-Sr (rt – rocha total), K-Ar (ms- moscovie; bt – biotite) e U-Pb (zrc – zircão), em trabahos anteriores.
Granito Método Idade (Ma) Autore(s)
Co Rb-Sr (rt) 443±63 Shepherd & Oliveira (1990)
Co K-Ar (ms) 497-555 Gomes et al. (1991)
Co K-Ar (bt) 341-403 Gomes et al. (1991)
Co - VN Rb-Sr (rt) 506±14 Abranches & Canilho (1981/82) VN U-Pb (zrc) 541,2±0.8 Reis et al. (2010)
FV K-Ar (ms) 526-568 Pereira (1987)
FV K-Ar (bt) 524-570 Pereira (1987)
PG K-Ar (ms) 549-580 Pereira (1987)
PG K-Ar (bt) 530±9 Pereira (1987)
M-P Rb-Sr (rt) 402±15 Abranches & Canilho (1981/82) M-P U-Pb (zrc) 483 Romão et al. (2010)
Mineralogia e geoquímica
O plutonito de Coentral possui composição mineralógica variável de granodiorito a granito. É um granitóide leucocrata, moscovítico biotítico, com megacristais de feldspato potássico numa matriz granular de grão médio a fino. É constituído por plagioclase (Ab98,9An1,0Or0,1 – Ab78,5An20,9Or0,6), quartzo,
feldspato potássico (Or98,2Ab1,7An0,1 –
Or92,1Ab7,9), biotite e moscovite, como minerais
principais, turmalina, zircão, apatite e ilmenite, como acessórios, e clorite, epídoto, esfena e rútilo, como minerais secundários (Gomes, 1990). A moscovite representa 7 a 12% da composição modal. A biotite pode ser vestigial ou representar até 6% da moda. Localmente, os megacristais de feldspato potássico, a biotite e concentrações biotítico/moscovíticas, prováveis xenólitos, definem uma lineação ou foliação ténue que se desenvolvem sub-paralelamente à fracturação.
Os megacristais de feldspato potássico exibem alguns aspectos texturais e microestruturais (Gomes, 1990; Gomes et al., 2007) que salientamos. A maioria é microclina, com macla em xadrez. Exibem disposição concêntrica das inclusões de plagioclase e quartzo. Pode observar-se uma auréola de plagioclase em mosaico, contígua aos limites de alguns megacristais de microclina. Outros, habitualmente ovóides, mostram um “manto” de plagioclase, sugerindo uma textura tipo “rapakivi”. Alguns aspectos de substituição pós
solidus da plagioclase por microclina são
também de realçar.
O granito de Coentral é peraluminoso, com quocientes A/CNK entre 1,2 e 1,7. Segundo a classificação de Frost et al. (2001), é magnesiano e alcalino-cálcico.
De acordo com a classificação de Pearce et al. (1984), enquadra-se num ambiente de arco vulcânico e/ou de colisão sin-tectónico (Fig.1a e b). Algumas amostras projectam-se sobre a linha limite do campo dos granitos de arcos vulcânicos com o campo dos granitos de colisão sin-tectónicos. Os teores de Ta (1,2 – 1,35 ppm) e de Yb (1,1 – 1,7 ppm) apoiam melhor uma assinatura de granito de colisão sin-tectónico. Os perfis (Fig. 2) de terras raras, normalizadas para condrito, de 12 amostras do granito, mostram enriquecimento em terras raras leves em relação às pesadas, com (La/Lu)N de 6,06 a
8,60, e anomalia negativa moderada de Eu, entre 0,46 e 0,59. O valor de ΣTR varia de 60,08 a 106,50 ppm.
Fig. 1 – Representação de amostras do granito de Coentral nos diagramas Rb versus (Y+Nb) e Ta versus Yb de Pearce et al. (1984). Abreviaturas: ORG -granitos de cristas oceânicas; VAG – granitos de arcos
vulcânicos; WPG – granitos intraplacas; syn-COLG – granitos de colisão sin-tectónicos.
Fig. 2 – Perfis de terras raras, normalizadas para condrito (Taylor e McLennan, 1985), de 12 amostras do granito de Coentral.
Idade U-Pb ID-TIMS de zircão
Métodos analíticos
Nos estudos isotópicos por U-Pb ID-TIMS utilizou-se um concentrado de zircão obtido a partir de 8 kg de amostra moída, em moinho de maxilas, crivada e lavada, tendo-se recuperado, após secagem, a fracção inferior a 180 µm. Esta fracção foi, posteriormente, submetida a separação magnética e purificação com líquidos densos, para recolha de um concentrado menos magnético e mais denso, respectivamente. As fracções de zircão foram seleccionadas a partir do concentrado, sempre que possível evitando cristais de zircão fracturados, com inclusões e com possíveis núcleos restíticos. Estas fracções, inicialmente submetidas a abrasão física, foram sujeitas a ataque químico, com dissolução, utilizando HF e HNO3 a 184 °C.
As razões isotópicas foram obtidas, no Departamento de Geociências da Universidade de Oslo, por espectrometria de massa de ionização térmica (Thermal Isotope Mass Spectrometry – TIMS), utilizando um espectrómetro Finningan Mat 62, segundo a metodologia de Krogh (1973), com as adaptações de Corfu (2004). A precisão das análises e das idades é dada com um nível de confiança 2 .
Resultados e discussão
De acordo com a metodologia descrita, as análises isotópicas por U-Pb (ID-TIMS) foram obtidas numa amostra representativa do granito de Coentral. Para tal, foram seleccionadas três fracções de zircão, constituídas por um único grão, tendo-se evitado, sempre que possível, os cristais com núcleo restítico, predominantes na amostra.
A projecção dos dados isotópicos no diagrama da concórdia mostra que as três fracções de
1 10 100 1000 10000 1 10 100 1000 10000 Y+Nb (ppm) Rb (p p m ) syn-COLG VAG WPG ORG (a) 0,1 1 10 100 0,1 1 10 100 Yb (ppm) Ta ( p p m ) VAG WPG ORG syn-COLG (b) 0,001 0,01 0,1 1 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Roch a/Con drito
zircão analisadas são discordantes (Fig. 3), indicando abertura do sistema com perda de chumbo em duas fracções.
A projecção conjunta das três fracções de zircão define uma discórdia inversa que intersecta superiormente a concórdia a 1039±580 Ma (MSWD=2,1) e inferiormente a 576±7 Ma (MSWD=2,1) (Fig. 3). Pode ser interpretada como resultado da existência de chumbo herdado, devido à presença de possíveis núcleos restíticos no zircão. A idade 1039 Ma poderá representar o protólito, embora com um erro bastante elevado, sugerindo que possa ter sido influenciada pelo episódio ocorrido há cerca de 580 Ma.
A fracção que se projecta mais próximo da concórdia (d=0,8%) define uma idade de 588,6±3,4 Ma para a intersecção superior e 300±20 Ma para a intersecção inferior (MSWD=0,23). A idade 207Pb/206Pb de 584,3±2 Ma, para este cristal mais concordante, é próxima da idade dada pela discórdia. As idades
206Pb/238U (579,9±1 Ma), 207Pb/235U (580,8±1
Ma) e 207Pb/206Pb (584,3±2 Ma), obtidas para esta fracção, são semelhantes entre si. A idade mais recente representará perda episódica de chumbo correspondente a um episódio térmico ou tectono/térmico importante na história geológica desta região.
Por outro lado, a discórdia definida pelos dois pontos projectados mais próximo da concórdia está ancorada na origem, sugerindo um episódio recente responsável pela perda de Pb ou um processo responsável pela sua perda contínua. A intersecção superior define a idade 583,6±1,6 Ma (MSWD=1,9) que é muito próxima da idade 207Pb/206Pb de 584,3±2 Ma da fracção de zircão mais concordante.
Considerando que as idades obtidas são semelhantes entre si e incluídas no erro analítico, poder-se-á assumir a idade
207Pb/206Pb de 584,3±2 Ma, obtida para o cristal
de zircão mais concordante, como a idade de implantação do granito, muito próxima da idade discórdia 583,6±1,6 Ma para a fracção ancorada na origem (Fig. 3).
Fig. 3 – Projecção das fracções de zircão do granito de Coentral no diagrama da concórdia.
Conclusões
1) Os dados U-Pb (ID-TIMS) obtidos em cristais de zircão do granito de Coentral permitem definir um intervalo 586-582 Ma para a sua implantação, no final do Neoproterozóico (Ediacariano).
2) Do ponto de vista do enquadramento geotectónico, o granito de Coentral relacionar-se-á com o magmatismo associado à orogenia Cadomiana. Linnemann et al. (2008) definem uma primeira fase da Orogenia Cadomiana no intervalo 590-570 Ma, com o desenvolvimento de um arco magmático sobre retalho de crusta continental e de uma bacia de retro-arco, com base nas idades de zircões detríticos da Série Negra e de quartzitos da Formação do Quartzito Armoricano.
3) Esta idade aproxima-se dos resultados já obtidos, pelo método K-Ar, para a moscovite (555-506 Ma), considerando os condicionalismos deste método no que se refere à fraccionação das diferentes gerações de recristalização deste mineral (Gomes, 1990; Gomes et al., 1991). Estas idades foram interpretadas como mistas e/ou por defeito, considerando a presença de moscovite recristalizada de mais do que uma geração (Gomes et al., 1991).
4) A perda episódica de chumbo no intervalo 300±20 Ma denuncia um episódio térmico ou tectono/térmico hercínico, provavelmente da fase F3.
5) A possibilidade de reajusta-mentos metamórfico/metassomáticos, contemporâneos de F1 e F2, foram admitidos com base nas idades K-Ar da biotite, no intervalo 403-341 Ma (Gomes et al., 1991). Segundo Vernon (2000), biotite com uma idade geocronológica mais recente do que a idade da rocha hospedeira sugere recristalização no estado sólido, após a
560 570 580 590 600 610 620 0,089 0,091 0,093 0,095 0,097 0,099 0,101 0,72 0,76 0,80 0,84 0,88 207Pb/235U 576± 7 Ma 1039 ± 580 Ma MSWD= 2,1 300± 20 Ma 588.6 ± 3.4 Ma MSWD= 0,23 0 Ma 583.6 ± 1.6 Ma MSWD= 1,9 206 Pb/ 238 U
consolidação do plutonito e sem qualquer relação com o arrefecimento do magma.
Agradecimentos
As autoras exprimem o seu agradecimento ao Professor Fernando Corfu, do Departamento de Geociências da Universidade de Oslo, pela obenção dos dados istópicos U-Pb em zircão.
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