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Versão online: http://www.lneg.pt/iedt/unidades/16/paginas/26/30/90 Comunicações Geológicas (2018) 105, 1, XX-XX
ISSN: 0873-948X; e-ISSN: 1647-581X
Assinaturas isotópicas
87Sr/
86Sr e
143Nd/
144Nd das rochas
básicas e intermédias associadas ao granito
tardi-pós-tectónico de Cota-Viseu
87
Sr/
86Sr and
143Nd/
144Nd Isotopic signatures for basic and
intermediate rocks associated with the Cota-Viseu
late-post-tectonic granite
L. Aparicio1 *, M.R. Azevedo1,2, B. Valle Aguado1,2, S. Ribeiro1,2
Recebido em 13/04/2018 / Aceite em 05/07/2018 Publicado online em dezembro de 2018
© 2018 LNEG – Laboratório Nacional de Energia e Geologia IP
Resumo O presente trabalho teve como principal objectivo a caracterização das assinaturas isotópicas Sr-Nd de pequenos corpos plutónicos de composição básica e intermédia (gabronoritos, monzodioritos, monzodioritos quártzicos e granodioritos) que ocorrem na margem norte de uma intrusão granítica Varisca tardi-pós-tectónica de grandes dimensões, conhecida como maciço de Cota-Viseu (Centro Norte, Portugal). Os dados isotópicos Sr-Nd obtidos, em conjunto com a informação geológica, petrográfica, geoquímica e isotópica já disponível corroboram a hipótese do granito porfiróide de Cota-Viseu e das rochas ígneas básicas / intermédias associadas terem sido formados por hibridização entre magmas máficos derivados do manto e líquidos félsicos de origem crustal.
Palavras-chave: Rochas ígneas básicas e intermédias, granito
tardi-pós-tectónico de Cota-Viseu, razões isotópicas Sr-Nd, mistura de magmas
Abstract: The present work was focused on the characterization of the Sr-Nd isotopic signatures of several small plutonic bodies of basic and intermediate igneous rocks (gabbronorites, monzodiorites, quartz monzodiorites and granodiorites) occurring along the northern margin of a large Variscan late-post-tectonic granite intrusion, known as the Cota-Viseu massif (Centre-North Portugal). The Sr-Nd isotopic data obtained for the studied samples, together with the geological, petrographic, geochemical and isotopic information already available, reveal that the genesis of the Cota-Viseu porphyritic granite and associated basic / intermediate igneous rocks involved mixing between mantle derived basic magmas and felsic anatectic melts of crustal origin.
Keywords: Basic and intermediate igneous rocks, Cota-Viseu
late-post-tectonic granite, Sr-Nd isotopic ratios, magma mixing.
1 Universidade de Aveiro, Departamento de Geociências, Campus de Santiago,
3810-193, Aveiro, Portugal.
2 Unidade de Investigação GeoBioTec (PEst-OE/CTE/UI4035/2014),
Departamento de Geociências da Universidade de Aveiro, Campus de Santiago, 3810-193 Aveiro, Portugal.
* Corresponding author / Autor correspondente: lyndaparicio@gmail.com
1. Enquadramento geológico
Geologicamente, a região de Viseu integra-se na Zona Centro Ibérica (ZCI) do Maciço Ibérico (Fig. 1). Ocupando o setor
central do Maciço Ibérico, a ZCI é um domínio predominantemente constituído por rochas com idades compreendidas entre o Precâmbrico superior e o Paleozóico inferior, intensamente afetadas por deformação e metamorfismo regional durante a colisão continental Varisca no final do Paleozóico (Julivert et al., 1974; Ribeiro et al., 1979). Nos estádios mais tardios da Orogenia Varisca, as sequências metamórficas da ZCI foram intruídas por abundantes volumes de granitóides com idades e características estruturais, petrográficas, geoquímicas e isotópicas distintas.
Figura 1. Mapa geológico simplificado da região centro de Portugal, mostrando a distribuição dos granitóides Variscos sin-D3 e tardi-pós-D3 e a localização das amostras
estudadas (estrelas negras), modificado de Azevedo e Valle Aguado (2006; 2013). Figure 1. Simplified geological map of Central Portugal, showing the distribution of syntectonic and late-post-tectonic Variscan granitoids and the location of the studied samples (black stars), modified from Azevedo and Valle Aguado (2006; 2013).
Devido à grande diversidade tipológica apresentada pelas intrusões graníticas da ZCI e, dependendo do enfoque dos estudos realizados, são vários os esquemas adoptados na sua classificação, (e.g. Schermerhorn, 1956; Capdevila e Floor, 1970; Oen, 1970; Capdevila et al., 1973; Ferreira et al., 1987; Dias, 2001; Neiva e Gomes, 2001; Azevedo e Valle Aguado, 2006, 2013).
Artigo original Original article
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Ferreira et al. (1987), baseando-se na íntima relação entre aintrusão de magmas graníticos e o último evento tectónico dúctil varisco (3ª fase de deformação - D3), subdividiram os granitóides
Variscos da ZCI em duas categorias principais: (a) os granitóides sin-D3
(b) os granitóides tardi- a pós-D3.
O primeiro grupo inclui a maioria das intrusões de granitos peraluminosos de duas micas e, embora com menor representação, alguns corpos de granodioritos e granitos biotíticos precoces, que se instalaram durante a D3. Já o segundo
grupo abrange os complexos intrusivos formados em etapas posteriores (tardi-pós-D3), constituídos predominantemente por
granitóides da série granodioritos-granitos biotíticos, aos quais frequentemente se associam rochas ígneas máficas e intermédias, como acontece no presente caso (e.g. Azevedo e Valle Aguado, 2006, 2013).
Admite-se atualmente que os granitos de duas micas sin-D3
correspondem a granitos tipo-S, gerados por anatexia da parte média da crosta continental durante o clímax do metamorfismo regional (e.g. Capdevila et al., 1973; Corretgé, 1983; Neiva e Gomes, 2001; Beetsma, 1995; Valle Aguado et al., 2005; Azevedo e Valle Aguado, 2006, 2013; Teixeira, 2008).
Em contrapartida, atribui-se a alguns granodioritos e granitos biotíticos uma filiação tipo I (e.g. Neiva e Gomes, 2001) ou transicional I-S e uma origem mais profunda, envolvendo a fusão parcial de materiais da crusta inferior ou hibridização entre magmas crustais e mantélicos (e.g. Capdevila et al., 1973; Neves, 1991a-b; Dias e Leterrier, 1994; Beetsma, 1995; Dias et al., 1998; Azevedo e Nolan, 1998; Valle Aguado et al., 2005; Azevedo e Valle Aguado, 2006, 2013).
O presente trabalho incidiu sobre um conjunto de pequenos corpos plutónicos de composição básica e/ou intermédia que ocorrem no bordo norte de uma intrusão granítica tardi-pós-tectónica de grandes dimensões, designada na literatura por Maciço de Cota-Viseu (Fig. 1).
2. Trabalhos prévios
O primeiro mapa geológico à escala 1:50000 da zona de Viseu foi publicado por Oen (1958) que, seguindo a subdivisão proposta por Schermerhorn (1956), agrupou os granitóides variscos em dois grandes conjuntos: (a) os granitos “Older”, mais antigos, compreendendo as intrusões mesozonais expostas nos núcleos das antiformas da terceira fase de deformação e dispostas concordantemente com as estruturas regionais e (b) os granitos “Younger”, mais recentes, representados por complexos intrusivos epizonais zonados definindo relações discordantes tanto com os granitos mais antigos, como com as estruturas regionais (Oen, 1970). No seu trabalho de 1970, Oen inclui o maciço de Cota-Viseu no grupo dos granitos “Younger” que, nos esquemas de classificação mais recentes, correspondem aos granitos tardi-pós-D3.
Num trabalho apresentado posteriormente, Neves (1991a) fornece descrições de campo detalhadas sobre os granitóides da região de Viseu, apresenta novos dados petrográficos e geoquímicos para as diferentes intrusões e discute a sua génese. Esta informação está compilada na Notícia Explicativa da Folha 17-A (Viseu) da Carta Geológica de Portugal (escala 1:50 000) em que o autor colaborou, publicada pelo LNEG em 2010 (Ferreira et al., 2010).
Já o levantamento geológico da área de Fornos de Algodres foi realizado por uma equipa da Universidade de Aveiro coordenada por Severo Gonçalves com a colaboração de Ferreira Pinto da Universidade de Coimbra, aos quais se deve a elaboração do mapa geológico da região na escala 1:50 000
(Folha 17-B - Fornos de Algodres), publicado pelos Serviços Geológicos de Portugal em 1990 (Gonçalves et al., 1990).
Durante as últimas décadas tem sido adquirida informação de índole diversa (estrutural, petrográfica, geoquímica, isotópica, susceptibilidade magnética) sobre os granitóides sin- e tardi-pós-D3 que afloram nas áreas abrangidas pelas folhas 17-A e 17-B
(e.g. Ferreira Pinto, 1983; 1989; 1990; Godinho et al., 1988; Ferreira Pinto e Macedo, 1989; Neves, 1991a-b; Ferreira Pinto et al., 1993, Silva, 1995; Azevedo, 1996; Azevedo e Nolan, 1998; Valle Aguado et al., 2005), que serviram de suporte para a formulação de modelos para a génese de magmas graníticos neste segmento da ZCI (e.g. Azevedo e Valle Aguado, 2006; 2013) e para a instalação de algumas das intrusões tardi-pós-tectónicas da região (e.g. Valle Aguado et al., 2017).
A determinação das idades de cristalização dos diferentes maciços graníticos representados nas folhas 17-A e 17-B é, desde há muito tempo, uma preocupação dos geólogos que os estudaram. No caso do granito de Cota-Viseu, as primeiras tentativas de datação basearam-se no método Rb-Sr (rocha-total) e forneceram idades bastante díspares variando entre 282 ± 6 Ma (Pereira, 1991), 308 ± 11 Ma (Silva, 1995) e 315 ± 9 Ma (Azevedo, 1996; Azevedo e Nolan, 1998). Determinações geocronológicas subsequentes, usando o método U-Pb em fracções de zircão permitiram constranger melhor a idade desta intrusão (298,4 ± 1,2 Ma) e datar também o granito-granodiorito porfiróide de Mosteirinhos (299,7 ± 0,5 Ma) e o quartzo-monzodiorito de Trancozelos (298,2 ± 1,6 Ma) (Valle Aguado et al., 2017).
Para além dos trabalhos já mencionados, são de referir ainda algumas publicações relevantes sobre o encaixante metamórfico da região (e.g. Valle Aguado et al., 2005; Esteves, 2006; Ferreira et al., 2010 e referências aí contidas).
3. As rochas estudadas – relações de campo
Como se mostra na figura 1, a região de Viseu é composta por numerosos corpos de granitóides sin- e tardi-pós-D3, intruídos
num encaixante metamórfico onde predominam as formações de idade Neoproterozóico / Câmbrico inferior pertencentes ao Complexo Xisto-Grauváquico (CXG).
Entre as intrusões graníticas, merece particular atenção pela sua relevância para este trabalho, o maciço granítico de Cota-Viseu, que corresponde a uma intrusão de forma irregular, com mais de 75 km por 35 km de extensão, localizada na parte central da região (Fig. 1). A maioria das rochas ígneas básicas e intermédias estudadas (gabronoritos, monzodioritos, monzodioritos quártzicos e granodioritos) situa-se no extremo NW do maciço de Cota-Viseu, embora também se tenha amostrado uma mancha de quartzo-monzodiorito, localizada mais a este, junto à povoação de Trancozelos, a sul de Sátão (e.g. Oen, 1958; Godinho et al., 1988; Neves, 1991a; Azevedo e Valle Aguado, 2006, Ferreira et al., 2010, Valle Aguado et al., 2017 e referências aí contidas).
Os contactos entre a massa principal do granito porfiróide de Cota-Viseu e as rochas ígneas máficas e intermédias são frequentemente difusos e bastante complexos, havendo situações em que os diferentes tipos litológicos se interpenetram entre si ou se englobam mutuamente (Fig. 2 a-b-c-d). Verifica-se, por outro lado, que, nas proximidades dos corpos básicos-intermédios, o granito porfiróide de Cota-Viseu se torna mais heterogéneo, quer em termos texturais (variações na granularidade da matriz, no tamanho e densidade dos megacristais de feldspato e na abundância de encraves microgranulares máficos), quer em termos de composição mineralógica (aumento das proporções de biotite), dando origem a fácies transicionais (granito-granodiorito
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Figura 2. Aspetos de campo: a) contacto entre rochas ígneas máficas / intermédias e uma fácies híbrida do granito porfiróide biotitico de Cota-Viseu (setor ocidental); b) encraves microgranulares máficos no granito porfiróide biotítico de Cota-Viseu (setor ocidental); c) afloramento de rochas ígneas máficas (setor ocidental); d) zona de mistura no contacto entre o granito porfiróide biotitico de Cota-Viseu e rochas ígneas máficas / intermédias do sector oriental.
Figure 2. Field evidence: a) contact between mafic / intermediate igneous rocks and an hybrid facies of the Cota-Viseu biotite porphyritic granite (western sector); b) mafic microgranular enclaves in the Cota-Viseu biotite porphyritic granite (western sector); c) outcrop of mafic igneous rocks (western sector); d) mixing zone at the contact between the Cota-Viseu biotite porphyritic granite and the mafic / intermediate igneous rocks from the eastern sector.
porfiróide híbrido de Mosteirinhos) (Fig. 2 a).
As relações observadas, em conjunto com a informação petrográfica, geoquímica e isotópica obtida em estudos prévios (e.g. Valle Aguado et al., 2005; Azevedo e Valle Aguado, 2006, Ferreira et al., 2010, Valle Aguado et al., 2017), levaram a admitir que os processos de mistura de magmas (“mixing / mingling”) desempenharam um papel fundamental na génese destes magmas (e.g. Valle Aguado et al., 2005; Azevedo e Valle Aguado, 2006, Valle Aguado et al., 2017).
4. Petrografia
A sequência ígnea básica e intermédia estudada é constituída por rochas com um espectro alargado de composições, variando desde gabronoritos e dioritos até tonalitos e granodioritos. A passagem dos termos mais máficos para os mais félsicos é marcada por um decréscimo das proporções de clinopiroxena (augite), ortopiroxena (hiperstena) e anfíbola (horneblenda) e por um aumento do conteúdo em molécula albítica na plagioclase e dos teores modais de quartzo, biotite e microclina. De notar ainda que a transição entre os diferentes tipos litológicos é frequentemente visível à escala do afloramento e, por vezes, à escala da própria lâmina delgada.
Nas amostras colhidas em domínios de maior homogeneidade litológica, predominam as texturas granulares hipidiomórficas a xenomórficas. Por outro lado, as rochas provenientes de zonas de “mistura” possuem, em geral, texturas fortemente seriadas a porfiróides de granularidade fina (Fig. 3a).
A plagioclase é um constituinte essencial em todas as amostras analisadas. Ocorre como fenocristais ou em cristais de formas e dimensões muito diversas na matriz destas rochas, mostrando zonamento óptico bem marcado, normal, oscilatório ou complexo (Fig. 3b). A coexistência de cristais com diferentes tipos de zonamento e, em particular, a presença de fortes descontinuidades composicionais à escala de um único grão (zonamentos oscilatórios e complexos) sugerem que a plagioclase
foi destabilizada por processos reação entre magmas de origem distinta. Com efeito, as plagioclases dos gabronoritos têm composições variando desde labradorite (An66) até andesina
(An40), enquanto as dos dioritos, tonalitos e granodioritos, apesar
de tendencialmente mais sódicas (An35 – An25), apresentam, com
frequência, núcleos e/ou domínios muito enriquecidos em molécula anortítica.
Figura 3. Petrografia das rochas ígneas básicas e intermédias: a) textura porfiróide de grão fino no tonalito-granodiorito de Dade (setor ocidental), nicóis cruzados. Qz - quartzo, Pl - plagioclase, Bt - biotite; b) fenocristal de plagioclase (Pl) com zonamento complexo no diorito-monzodiorito de Portela (sector ocidental), nicóis cruzados; c) cristais de ortopiroxena (Opx) bordejados por clinopiroxena (Cpx) no gabronorito de Casal-Novais (setor ocidental), nicóis paralelos; d) cristais de anfíbola e de biotite envolvendo clinopiroxena na matriz do tonalito-granodiorito de Casal Mau (sector ocidental), nicóis paralelos.
Figure 3. Petrography of basic and intermediate igneous rocks: a) Fine grained porphyritic texture in the Dade tonalite-granodiorite (western sector), crossed polars. Qz - quartz, Pl - plagioclase, Bt - biotite (Bt); b) Plagioclase phenocryst (Pl) showing oscillatory and complex zoning in the Portela diorite / monzodiorite (western sector), crossed polars; c) Orthopyroxene (Opx) crystals surrounded by clinopyroxene (Cpx) in the gabbronorite from Casal-Novais (western sector), plane polarized light; d) Crystals of amphibole (Anf) and biotite (Bt) surrounding clinopyroxene (Cpx) in the matrix of the Casal Mau tonalite-granodiorite (western sector), plane polarized light.
Os gabronoritos são as únicas rochas estudadas que possuem clinopiroxena e ortopiroxena como fases máficas dominantes. A ortopiroxena (hiperstena) é incolor, apresenta birrefringência baixa e extinção recta, enquanto a clinopiroxena (augite) varia de incolor a ligeiramente esverdeada, exibe cores de polarização de 2ª ordem e extinção oblíqua. Os cristais de clinopiroxena dispõem-se, muitas vezes, em volta dos de ortopiroxena e ambas as piroxenas estão, com frequência, envolvidas e/ou substituídas por anfíbola (Fig. 3c).
Em todas as restantes rochas estudadas, a anfíbola e a biotite são os silicatos ferromagnesianos mais abundantes (Fig. 3d). A anfíbola (horneblenda verde a castanha) ocorre em cristais subédricos a anédricos e pode conter inclusões de cristais relíquia de clinopiroxena. A biotite é essencialmente subédrica, com pleocroísmo intenso entre castanho-escuro e bege e chega a representar a fase máfica principal nalgumas amostras (termos mais félsicos da sequência).
O quartzo está presente em todos os tipos litológicos, mesmo nos de composição básica, enquanto o feldspato potássico (microclina pertítica) só foi observado nas fácies mais félsicas (desde os dioritos até aos granodioritos). Ambas as fases minerais têm, em geral, hábitos anédricos e carácter intersticial, indicando que a sua formação ocorreu nas etapas mais tardias da cristalização magmática. Esporadicamente, a microclina pode constituir megacristais com características semelhantes às dos que se encontram no granito porfiróide de Cota-Viseu, o que
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aponta para a intervenção de processos de interacção mecânicaentre os “melts” mais básicos e o magma granítico. De referir, por fim, que a apatite, o zircão, a esfena e os opacos são as fases acessórias mais comuns nas diferentes unidades da sequência.
5. Materiais e métodos
No conjunto, seleccionaram-se 8 amostras de rocha-total para determinação das composições isotópicas de Sr e Nd. As concentrações de Rb, Sr, Sm e Nd foram obtidas por ICP-MS (Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry) nos Activation Laboratories (Ontário, Canadá) ou, nos casos em que não se dispunha desta informação, por Diluição Isotópica (DI) no Laboratório de Geologia Isotópica da Universidade de Aveiro (LGI-UA).
O ataque químico das amostras para análise isotópica envolveu, numa primeira fase, a sua dissolução numa mistura de HF/HNO3 em bombas de digestão (Parr Instrument Company),
que foram colocadas numa estufa a 180 ºC durante 3 dias. Findo este tempo, as bombas foram retiradas da estufa e as amostras evaporadas sobre uma placa de aquecimento a 100-150 °C. Depois de secas, redissolveram-se as amostras em HCl e
colocaram-se novamente as bombas na estufa por mais um dia. Após evaporação, procedeu-se à separação dos elementos por cromatografia iónica, usando colunas de quartzo primárias, preenchidas com Resina AG8 50W Bio-Rad, para extrair o Rb, o Sr e as Terras Raras (REE) e colunas secundárias preenchidas com resina catiónica Ln Resin (Eichrom Technologies Inc.) para separar o Nd dos restantes lantanídeos.
As razões isotópicas 87Sr/86Sr e 143Nd/144Nd foram medidas
em modo dinâmico no espectrómetro de massa de ionização térmica de fonte sólida (TIMS) VG SECTOR 54 do LGI-UA. O Sr e o Rb foram depositados em filamentos de tântalo simples e o Nd em filamentos triplos Ta-Re-Ta. Para correcção do fraccionamento de massa usaram-se os valores de 86Sr/88Sr =
0,1194 e de 146Nd/144Nd = 0,7219 (Dickin, 2005).
A reprodutibilidade e o rigor do método foram aferidos através de análises regulares dos padrões internacionais NBS 987 (para o Sr) e JNdi-1 (para o Nd). No período em análise, o padrão NBS 987 forneceu um valor médio de 87Sr/86Sr = 0,710263 ± 16
(com um limite de confiança de 95%, N=12) e o padrão JNdi-1, uma razão 143Nd/144Nd = 0,5121047 ± 41 (com um limite de
confiança de 95%, N=13). Os resultados obtidos estão compilados na Tabela 1.
Tabela 1. Concentrações elementares de Rb, Sr, Sm e Nd e razões isotópicas das amostras estudadas. Table 1. Rb, Sr, Sm and Nd contents and isotopic ratios for the studied samples.
Litologia (ppm) Rb (ppm) Sr 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr Sm (ppm) (ppm) Nd 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd Setor Ocidental Gabronorito 18,83 550,61 0,099 0,704816 ± 18 2,13 10,30 0,125 0,512543 ± 21 Gabronorito 28,22 535,86 0,152 0,704973 ± 21 3,12 14,27 0,132 0,512544 ± 15 Diorito 180,82 419,32 1,248 0,710108 ± 17 9,36 51,40 0,110 0,512312 ± 18 Tonalito 160,58 349,23 1,330 0,711777 ± 28 9,62 53,02 0,110 0,512298 ± 26 Granodiorito 211,32 270,14 2,265 0,715638 ± 21 12,01 66,76 0,109 0,512300 ± 19 Granodiorito 261,05 140,82 5,375 0,729545 ± 15 8,74 43,66 0,121 0,512315 ± 18 Setor Oriental Tonalito 196,00 200,00 2,838 0,719175 ± 24 8,58 44,10 0,118 0,512403 ± 16 Granodiorito 237,74 147,88 4,660 0,726785 ± 33 8,63 40,87 0,128 0,512371 ± 19
6. Dados isotópicos e sua discussão
Dado que o sistema isotópico Rb-Sr pode ser fortemente perturbado durante os processos de mistura de magmas ou por acção de fluidos hidrotermais tardios, é muitas vezes impossível determinar a idade de cristalização magmática usando este método de datação (Faure, 1986; Dickin, 2005). No caso presente, todas as tentativas feitas para datar os diferentes grupos litológicos através de isócronas Rb-Sr (rocha-total) foram mal sucedidas.
Com base nas idades U-Pb obtidas em zircões por Valle Aguado et al. (2017) para algumas das unidades investigadas (granito porfiróide de Cota-Viseu: 298,4 ± 1,2 Ma; granito-granodiorito porfiróide de Mosteirinhos: 299,7 ± 0,5 Ma; quartzo-monzodiorito de Trancozelos: 298,2 ± 1,6 Ma), optou-se por usar uma idade de intrusão de 300 Ma para calcular as razões
isotópicas iniciais 87Sr/86Sr
i e 143Nd/144Ndi e respetivos valores de
ƐSr300 e ƐNd300 (Tabela 2).
Tendo em conta que as razões iniciais 143Nd/144Nd i e 87Sr/86Sr
i das rochas magmáticas refletem a composição isotópica
do(s) reservatório(s) terrestre(s) a partir dos quais se formaram os seus magmas parentais, porque não são significativamente modificadas durante os processos de fusão parcial e cristalização fraccionada, recorre-se frequentemente à projeção destas razões (e/ou respectivos valores de εNdi e de εSri) em diagramas
bivariados para inferir a natureza das fontes envolvidas na sua génese (Faure, 1986; Dickin, 2005).
Mostra-se na figura 4, o diagrama de correlação isotópica ƐSr300 - ƐNd300 para as amostras analisadas. Como se pode
observar neste diagrama, os gabronoritos exibem valores positivos de ƐNd300 e composições isotópicas de Sr muito pouco
radiogénicas (ƐNd300 = 0,63 a 0,88; ƐSr300 = 2,43 – 3,44), em
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Tabela 2 - Razões iniciais 87Sr/86Sr e 143Nd/144Nd e correspondentes valores em notação
épsilon (εSri; εNdi) para as amostras estudadas, assumindo uma idade de cristalização de 300 Ma. As idades modelo TDM são apresentadas na última coluna.
Table 2 - 87Sr/86Sr and 143Nd/144Nd initial ratios and corresponding epsilon values (εSri; εNdi) for the studied samples, assuming a crystallization age of 300 Ma. TDM model ages are shown in the last column.
Figure 4. Diagrama de correlação isotópica εNd300 vs. εSr300 para as rochas básicas e
intermédias mostrando duas curvas hipotéticas de mistura entre os gabronoritos de Viseu e os termos mais félsicos da sequência do sector ocidental (a vermelho) e do sector oriental (a azul).
Figure 4. εNd300 vs. εSr300 variation diagram for the basic and intermediate rocks
showing two hypothetical mixing curves between the Viseu gabbronorites and the most felsic members of the sequence from the Western sector (red symbols) and the Eastern sector (blue symbols).
restantes amostras se localizam no domínio das rochas de proveniência crustal, i.e., no quadrante inferior direito do diagrama (ƐNd300 = -3,42 a -1,57; ƐSr300 = 8,93 - 41,26).
Por outro lado, o facto das amostras se alinharem segundo curvas hiperbólicas coerentes neste diagrama parece indicar que os processos de mistura de magmas desempenharam um papel importante na sua formação.
Com efeito, a hibridização entre magmas mantélicos com ƐNdi positivo (polo básico da mistura) e fundidos félsicos crustais
com valores de ƐNdi tipicamente negativos (polo ácido da
mistura) é um dos mecanismos que podem dar origem a líquidos com assinaturas isotópicas variáveis entre os dois termos extremos, tal como acontece nas rochas analisadas (e.g. Barbarin
e Didier, 1991, Dias e Leterrier, 1994; Beetsma, 1995; Dias et al., 2002; Barbarin, 2005).
De notar ainda que as amostras do setor ocidental e do setor oriental definem duas curvas de mistura distintas, convergindo para a zona onde se encontram os gabronoritos (polo básico) (Fig. 4), o que sugere que o polo ácido da mistura pode não ter sido o mesmo para as duas séries.
Sendo o encaixante metamórfico da região
predominantemente composto por metassedimentos do Complexo Xisto-Grauváquico (CXG), considera-se plausível assumir que estes materiais representam putativas fontes supracrustais para o extremo ácido da mistura. Os valores de ƐNd300 obtidos quer nas formações do Grupo das Beiras do CXG
(ƐNd300 = -3,3 a -5,4; Beetsma, 1995), quer nas sucessões do
Grupo do Douro que afloram no NE Transmontano (ƐNd300 =
-7,4 a -8,6; Teixeira, 2008) são tendencialmente mais negativos do que os das rochas híbridas mais ácidas estudadas neste trabalho (Tabela 4), corroborando o possível envolvimento de metassedimentos do CXG como polo ácido da mistura.
O elevado grau de variabilidade isotópica apresentado pelas formações do CXG leva a supor, por outro lado, que os dois alinhamentos definidos pelas amostras da sequência básica-intermédia no diagrama ƐSr300 – ƐNd300 resultaram da
participação de fundidos félsicos gerados por anatexia de unidades do CXG com assinaturas isotópicas diferentes.
Os dados isotópicos de Nd também permitem determinar as chamadas idades-modelo, que representam uma medida do tempo transcorrido desde a extração de um dado material juvenil do manto para a crusta (e.g. DePaolo, 1981; Liew e McCulloch, 1985; Liew e Hofmann, 1988; Dickin, 2005). No cálculo das idades-modelo de rochas crustais, usa-se, em geral, a composição isotópica Sm-Nd do manto empobrecido (“Depleted Mantle” - DM) como referencial de comparação, porque se admite que a crusta continental se diferenciou a partir de regiões do manto que já tinham sido afectadas por eventos de fusão prévios, possuindo, por isso, razões Sm/Nd superiores às do reservatório condrítico uniforme (DePaolo, 1981). Deste modo, a idade-modelo TDM de
uma rocha corresponde ao tempo decorrido desde que a sua razão isotópica esteve em equilíbrio com um reservatório mantélico empobrecido, datando, assim, o evento de crescimento crustal ao qual está associada.
Deve ter-se em atenção, contudo, que as idades TDM
correspondem, muitas vezes, a tempos médios de residência na crusta e não a verdadeiros episódios de formação crustal (Arndt e Goldstein, 1987), particularmente nos casos de rochas ígneas de origem mista, cuja génese envolveu a contribuição de componentes juvenis e crustais com idades e composições isotópicas distintas.
As amostras analisadas apresentam idades TDM
compreendidas entre 0,90 e 1,21 Ga (Tabela 2), que são interpretadas neste trabalho como idades de “mistura”, resultantes da contaminação, em graus variáveis, de um magma juvenil de natureza mantélica (TDM < 0,9 Ga) com líquidos
félsicos de anatexia crustal (TDM > 1,2 Ga).
As idades TDM obtidas em formações pertencentes ao Grupo
das Beiras do CXG variam entre 1,2 e 1,4 Ga (Beetsma, 1995), enquanto as sucessões do Grupo do Douro são caracterizadas por idades TDM ligeiramente mais antigas (TDM = 1,5-1,7 Ga;
Teixeira, 2008). Ambas as sequências poderão, então, ter constituído potenciais reservatórios-fonte do polo ácido da mistura, já que as rochas máficas e intermédias híbridas estudadas exibem uma gama de idades TDM inferiores às destes
protólitos crustais.
Em conclusão, a dispersão de valores de ƐNd300 e de idades
TDM observada no conjunto de amostras analisadas parece ser Litologia 87Sr/86Sr300 143Nd\144Nd300 ƐSr300 ƐNd300 TDM (Ga) Setor Ocidental Gabronorito 0,704394 0,512297 3,44 0,88 0,90 Gabronorito 0,704323 0,512284 2,43 0,63 0,97 Diorito 0,704780 0,512095 8,93 -3,06 1,10 Tonalito 0,706095 0,512082 27,60 -3,32 1,11 Granodiorito 0,705968 0,512086 25,79 -3,24 1,10 Granodiorito 0,706598 0,512076 34,74 -3,42 1,21 Setor Oriental Tonalito 0,707057 0,512171 41,26 -1,57 1,04 Granodiorito 0,706891 0,512120 38,91 -2,58 1,20
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satisfatoriamente explicada através de variações nas proporçõesdo componente máfico e félsico, corroborando, assim, a sua origem híbrida. Para além disso, a divergência entre as amostras dos setores ocidental e oriental no diagrama de correlação isotópica ƐSr300-ƐNd300 aponta para a eventual participação de
fontes crustais isotopicamente heterogéneas na génese destes magmas, o que poderá estar relacionado com a contribuição de diferentes unidades litológicas do CXG como polo ácido da mistura.
7. Conclusões
Os dados isotópicos Sr-Nd obtidos para as rochas ígneas básicas e intermédias associadas ao granito porfiróide tardi-pós-D3 de
Cota-Viseu, conjuntamente com a informação geológica, petrográfica, geoquímica e isotópica disponível, sugerem que a actividade plutónica que ocorreu durante os últimos estádios da evolução da Cadeia Varisca na região de Viseu - Fornos de Algodres (ZCI) foi dominada por processos de mistura de magmas, envolvendo um componente de origem mantélica (líquidos máficos com εNdi positivos e TDM < 0,9 Ga) e um
componente crustal (fundidos anatéticos félsicos, com εNdi
negativos e TDM > 1,2 Ga), o qual parece estar representado pelos
metassedimentos do Complexo Xisto-Grauváquico (CXG).
Agradecimentos
Os autores agradecem aos dois revisores anónimos os comentários e sugestões, que contribuíram para melhorar a qualidade do manuscrito. Agradecem também à Fundação para a Ciência e a Tecnologia (FCT) o financiamento concedido no âmbito da Unidade de Investigação GeoBioTec (PEst-OE/CTE/UI4035/2014), bem como ao Departamento de Geociências da Universidade da Aveiro e ao Laboratório de Geologia Isotópica da Universidade de Aveiro por todo o apoio prestado na execução deste trabalho.
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