complexo de cabeceiras de basto - Repositório Aberto da ...

MARIA ÂNGELA DE CARVALHO FERNANDES ALMEIDA
GEOQUÍMICA, PETROGÉNESE E POTENCIALIDADES
METALOGÉNICAS DOS GRANITOS PERALUMINOSOS DE DUAS
MICAS DO COMPLEXO DE CABECEIRAS DE BASTO
PORTO— 1994

MARIA ÂNGELA DE CARVALHO FERNANDES ALMEIDA
Faculdade de Ciências da Universidade do Porto
Centro de Geologia da Universidade do Porto
GEOQUÍMICA, PETROGÉNESE E POTENCIALIDADES METALOGÉNICAS
DOS GRANITOS PERALUMINOSOS DE DUAS MICAS
DO COMPLEXO DE CABECEIRAS DE BASTO
Porto» 1994
Tese para candidatura ao grau de Doutor
em Geologia pela Faculdade de Ciências da
Universidade do Porto

ÍNDICE
AGRADECIMENTOS X
RESUMO XII
CAPÍTULO I - INTRODUÇÃO 1
1.1 - LOCALIZAÇÃO GEOGRÁFICA 2
1.2 - ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO 2
1.1.2 - PRINCIPAIS UNIDADES GEOLÓGICAS 3
I.2.2 - EVOLUÇÃO TECTÓNICA E METAMÓRFICA 6
1.3 - CLASSIFICAÇÃO DOS GRANITÓIDES HERCÍNICOS 7
I.4 - TRABALHOS PRECEDENTES SOBRE AREAS VIZINHAS E ENVOLVENDO ESTUDOS
DE GRANITOS DE DUAS MICAS E SUAS POTENCIALIDADES
METALOGÉNICAS 9
1.5 - COMPLEXO DE CABECEIRAS DE BASTO 12
1.5.1 - GEOLOGIA E ENQUADRAMENTO GEOTECTÓNICO 12
1.5.2 - POTENCIALIDADES METALOGÉNICAS 13
1.6 - OBJECTIVOS DO TRABALHO E MÉTODOS UTILIZADOS 14
II

CAPITULO II - PETROGRAFIA DOS GRANITOS 16
11.1 - DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA 18
11.1.1 - GRANITOS DE GRÃO FINO DE SÁMÃO, G'f 20
11.1.2 - GRANITOS DE GRÃO MÉDIO DA CABREIRA, G'm 22
11.1.3 - GRANITOS DE GRÃO GROSSEIRO DE ABADIM, G'g 25
11.2 - SEQUÊNCIA DA CRISTALIZAÇÃO 30
11.3 - IMPORTÂNCIA PETROGENÉTICA DAS PERTITES E MIRMEQUITES 31
11.3.1 - PERTITES 31
II.3.2-MIRMEQUITES 33
11.4 - CARACTERÍSTICAS PETROGRÁFICAS DAS ALTERAÇÕES
TARDI- A PÓS-MAGMÁTICAS 35
11.4.1 - GENERALIDADES 35
11.4.2 - COMPLEXO DE CABECEIRAS DE BASTO 36
11.4.2.1 - Moscovitização 36
11.4.2.2 - Albitização 38
CAPÍTULO III - GEOQUÍMICA DOS MINERAIS 40
III.1-MICAS 41
111.1.2 - MICAS TRIOCTAÉDRICAS: BIOTITE 43
111.1.2.1 - Abordagem cristaloquímica 43
Il 1.1.2.1.1-Generalidades 43
111.1.2.1.2 - Substituição fengítica inversa 46
111.1.2.1.3 - Importância petrogenética das substituições na estrutura da biotite 46
II 1.1.2.1.4 - Biotites dos granitos de duas micas de Cabeceiras de Basto 47
111.1.2.1.4.1 - Características químicas e estruturais das biotites primárias 47
111.1.2.1.4.2 - Breve caracterização das biotites em vias de moscovitização 58
III

111.1.2.1.5 - Carácter aluminoso das biotites
III.1.2.1.6- Conclusões
III. 1.2.2 - Condições de cristalização da biotite 65
III.1.2.2.2 - Composição do fluido (em termos de fH20/fHF) em equilíbrio com a biotite 72
III.1.2.3- Conclusões 75
111.1.3 - MICAS DIOCTAÉDRICAS: MOSCOVITE 76
111.1.3.1 - Abordagem cristaloquímica 78
111.1.3.1.1 - Substituição fengítica 78
111.1.3.1.2 - Estudo das micas brancas do complexo de Cabeceiras de Basto 79
111.1.3.1.2.1 - Estudo das micas brancas primárias 84
111.1.3.1.2.2 - Conclusões sobre as moscovites primárias em estudo 96
111.1.3.1.2.3 - Estudo das micas brancas secundárias 96
111.1.3.1.2.4 - Estudo comparativo da moscovite primária e secundária 104
111.1.3.2 - Condições de formação da moscovite primária 106
111.1.4 - CONCLUSÕES SOBRE AS CONDIÇÕES TERMODINÂMICAS DE CRISTALIZAÇÃO
DA BIOTITE E DA MOSCOVITE PRIMÁRIAS DOS GRANITOS
EM ESTUDO 111
111.1.5 - EQUILÍBRIO BIOTITE-MOSCOVITE PRIMÁRIA 112
111.2 - FELDSPATOS 116
111.2.1 - FELDSPATO POTÁSSICO 116
111.2.2 - PLAGIOCLASE 121
111.3 - ESTUDO DOS MINERAIS ACESSÓRIOS PESADOS 124
111.3.1 - PREPARAÇÃO DAS AMOSTRAS 124
111.3.2 - CONDIÇÕES DA SEPARAÇÃO DO ZIRCÃO E MONAZITE DOS
GRANITOS DE DUAS MICAS DE CABECEIRAS DE BASTO 125
111.3.3 - APLICAÇÃO DA MICROSCOPIA ELECTRÓNICA DE VARRIMENTO
AO ESTUDO MINERAIS PESADOS 128
111.3.3.1 - Aspectos gerais da microscopia electrónica de varrimento 128
111.3.3.2 - Tratamento morfológico de três populações de zircão dos granitos
de duas micas de Cabeceiras de Basto 128
III.3.3.2.1 - Análise quantitativa de imagem 129
58
62
IV

111.3.4 - BREVE ABORDAGEM AO ESTUDO TIPOLÓGICO DO ZIRCÃO 130
111.3.4.1 - Considerações gerais 130
111.3.4.2 - Papel da água 132
111.3.4.3 - Relação moscovite/morfologia 134
111.3.4.4 - Aplicação ao maciço de granitos de duas micas de Cabeceiras de Basto 135
111.3.4.5 - Conclusões preliminares sobre a importância petrogenética
dos tipos de zircão identificados 136
CAPÍTULO IV - GEOQUÍMICA DE ROCHA TOTAL 139
IV.1 - CONDIÇÕES EXPERIMENTAIS 140
IV.2 - DOMÍNIO DE COMPOSIÇÃO E EVOLUÇÃO DAS UNIDADES GRANÍTICAS 141
IV.2.1 - INTRODUÇÃO 141
IV.2.2 - DIAGRAMAS SELECCIONADOS 143
IV.3 - CARACTERÍSTICAS PRIMÁRIAS DAS UNIDADES GRANÍTICAS 150
IV.3.1 - DIAGRAMAS ELEMENTARES 150
IV.3.2 - DIAGRAMAS PARAMÉTRICOS MULTIELEMENTARES 151
IV.3.3 - COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS DE TERRAS RARAS 152
IV.3.4 - COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS MENORES Ba, Rb, Sr 155
IV.4 - CARACTERÍSTICAS QUÍMICAS DAS EVOLUÇÕES HIDROTERMAIS TARDIAS 160
IV.4.1 - MOSCOVITIZAÇÃO DA PLAGIOCLASE 161
IV.4.2 - MOSCOVITIZAÇÃO DA BIOTITE 161
IV.4.3 - ALBITIZAÇÃO DO FELDSPATO POTÁSSICO 162
IV.4.4 - REPRESENTAÇÕES DIAGRAMÁTICAS 162
IV.5 - CONCLUSÕES DO ESTUDO GEOQUÍMICO DE ROCHA TOTAL 172
V

CAPITULO V - ESPECIALIZAÇÃO METALOGÉNICA 175
V.1 - CRITÉRIOS PARA AVALIAÇÃO DO GRAU DE ESPECIALIZAÇÃO
DE ROCHAS GRANÍTICAS 177
V.1.1 - ELEMENTOS MENORES INDICADORES METALOGÉNICOS 177
V.1.2 - RAZÕES ENTRE ELEMENTOS INDICADORES 178
V.1.3 - TIPOLOGIA DAS ROCHAS GRANÍTICAS COMO CONDICIONANTE
DA ESPECIALIZAÇÃO 179
V.2 - MECANISMOS DE MOBILIZAÇÃO E DE CONCENTRAÇÃO 181
V.3 - FONTE DOS ELEMENTOS 183
V.4 - A ESPECIALIZAÇÃO METALOGÉNICA DOS GRANITOS
DO COMPLEXO DE CABECEIRAS DE BASTO 184
V.4.1 - COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS Li, Sn, W COM A
EVOLUÇÃO PRIMÁRIA 186
V.4.2 - COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS Li, Sn, W
FACE AOS FENÓMENOS DE ALTERAÇÃO 190
V.4.3 - REFERÊNCIA AOS TEORES EM Au NOS GRANITOS DE DUAS MICAS
DO COMPLEXO DE CABECEIRAS DE BASTO 193
CAPÍTULO VI - GEOQUÍMICA ISOTÓPICA 196
VI.1 - GEOCRONOLOGIA 197
VI. 1.1 - MÉTODOS DE DATAÇÃO 198
VI. 1.1.1-Método Rb-Sr 198
VI.1.2 - O MACIÇO DE CABECEIRAS DE BASTO 200
VI.1.2.1 - Técnicas analíticas 200
VI. 1.2.2 - Resultados analíticos 201
vi

CAPITULO VII - INTERPRETAÇÃO PETROGENETICA 203
VI 1.1 - PROCESSOS DE FORMAÇÃO DE MAGMAS GRANÍTICOS
E EVOLUÇÃO CRUSTAL 204
VIU .1 - MODELOS TEÓRICOS E EXPERIMENTAIS PARA A
FORMAÇÃO DE MAGMAS GRANÍTICOS 204
VIU .2 - IMPORTÂNCIA DOS ELEMENTOS VESTIGIAIS
NA PETROGÉNESE DE ROCHAS GRANÍTICAS 206
VI1.1.3 - FONTES DE CALOR 207
VIU .4 - MECANISMOS DE SEPARAÇÃO DO LÍQUIDO MAGMÁTICO 207
VII.2 - O PAPEL E ORIGEM DA ÁGUA NA EVOLUÇÃO DOS MAGMAS GRANÍTICOS 207
VII.3 - CONSIDERAÇÕES SOBRE A PETROGÉNESE DO
COMPLEXO GRANÍTICO DE CABECEIRAS DE BASTO 211
Vll.3.1 - A COMPOSIÇÃO NORMATIVA COMO INDICADORA DAS
CONDIÇÕES PETROGENÉTICAS 211
Vll.3.2 - MODELO DE CRISTALIZAÇÃO FRACCIONADA 212
VII.3.2.1 - Modelo de cristalização fraccionada com base em elementos maiores 213
VII.3.2.2 - Modelo de cristalização fraccionada com base nos elementos menores
Ba, Sr e Rb 213
VII.3.2.3 - Modelo de cristalização fraccionada com base em
elementos de tenras raras 216
Vll.3.3 - ENQUADRAMENTO TECTÓNICO COM BASE EM
ELEMENTOS MENORES 219
Vll.3.4-CONCLUSÕES 220
CAPÍTULO VIII - CONCLUSÕES GERAIS 222

BIBLIOGRAFIA 228
ANEXOS 243
Abreviaturas 244
ANEXO I - Cálculo da norma, ajustada à composição real dos minerais 245
ANEXO II - Composição química e respectivas fórmulas estruturais de biotites
dos granitos do Complexo de Cabeceira de Basto 250
ANEXO III - Composição química e fórmulas estruturais de biotites com indícios de
dos granitos do Complexo de Cabeceira de Basto 255
ANEXO IV - Composição química e fórmulas estruturais de moscovites primárias
dos granitos do Complexo de Cabeceira de Basto 259
ANEXO V - Composição química e fórmulas estruturais de moscovites
secundárias simplectíticas (associadas à moscovitização da plagioclase).
Exemplo de duas análises de moscovite intersticial 265
ANEXO VI - Composição química e fórmulas estruturais de feldspatos potássicos dos
granitos do Complexo de Cabeceira de Basto 268
ANEXO VII - Composição química e fórmulas estruturais de plagioclases dos granitos
do Complexo de Cabeceira de Basto 272
ANEXO VIII - Separação electromagnética 275
ANEXO IX - Princípios da microscopia electrónica de varrimento 278
ANEXO X - Composição química de amostras mais sãs dos granitos do
Complexo de Cabeceira de Basto 282
ANEXO XI - Composição química de amostras alteradas dos granitos do
Complexo de Cabeceira deBasto 285
ANEXO XII - Teores de Sn, Li, W (ppm), F (%) e Au (ppb) de amostras dos
granitos do Complexo de Cabeceira de Basto 288
ANEXO XIII - Normas CIPW para os granitos do Complexo de Cabeceira de Basto 290
VIII

LISTA DE QUADROS 293
LISTA DE FIGURAS 298
ESTAMPAS 306
IX

AGRADECIMENTOS
A todos os membros da minha família a quem longamente privei de momentos
de atenção e que sempre me demonstraram uma compreensão e encorajamento
sem limites, o meu grande reconhecimento.
Um obrigada muito especial ao Professor Fernando Noronha por ter aceite ser
meu orientador e ter proposto o tema desta dissertação, facultando todos os meios
técnicos e humanos indispensáveis à sua execução, e cuja confiança e total apoio
me animaram a concretizar este trabalho.
Ao Doutor Jacques Leterrier para quem a distância não impediu de de fazer
sentir a proximidade do seu apoio e incitamento, tendo supervisionado estágios
científicos para a obtenção de dados analíticos no Centre de Recherches
Pétrographiques e Géochimiques (CRPG) de Nancy (França) e fomentado frutuosas
discussões.
Ao Professor Frederico Sodré Borges que aceitou ser meu orientador na
preparação das Provas de Aptidão Pedagógica e Capacidade Científica,
continuando a promover a disponibilização de meios como actual Presidente da
Comissão Directiva do Museu e Laboratório Mineralógico e Geológico da
Universidade do Porto.
Ao Professor Montenegro de Andrade e ao Professor Lemos de Sousa que no
decurso da sua qualidade como Presidentes da Comissão Directiva do Museu e
Laboratório puseram à minha disposição as instalações, equipamento e respectivo
pessoal técnico.
À Professora Ana Margarida Neiva que assumiu a orientação na fase inicial da
minha carreira e me encorajou a prossegui-la.
Ao Engenheiro Carlos Sá pelo acesso à utilização do microscópio electrónico
de varrimento nas instalações do Centro de Materiais da Universidade do Porto.
Ao Engenheiro Machado Leite pela disponibiliadade de utilização dos
laboratórios do Departamento de Minas da Faculdade de Engenharia da
Universidade do Porto.
x

Ao Professor Fernando Barriga e Doutor Farinha Ramos que facultaram a
utilização da microssonda electrónica, respectivamente na Faculdade de Ciências
de Lisboa e Laboratório do Instituto Geológico e Mineiro.
À Prof. Doutora Graciette Dias pela sua disponibilidade na obtenção de
análises por difractometria de raios X e na discussão dos resultados.
Ao Professor Manuel Sarmento Bravo que gentilmente cedeu bibliografia
especializada sobre a tipologia do zircão.
Ao corpo técnico do Museu e Laboratório, nomeadamente: à Maria Manuela
Tavares pela preciosa colaboração na organização das referências bibliográficas,
ao Fernando Araújo pela execução do desenho de grande número de figuras, ao
Francisco Montenegro pela colaboração na separação de minerais pesados, ao
José Pinto e José Ferreira pela execução de lâminas delgadas e ao Walter
Rodrigues pela produção de análises químicas complementares.
Ao Pedro Nogueira, Lopo, Deolinda e Manuela Marques agradeço todo o apoio
no tratamento informático.
Ao Senhor Joaquim Lima, sempre disponível para me acompanhar e colaborar
activamente nas saídas de campo, o meu muito obrigada.
Na impossibilidade de nomear todos os que de diversas formas me motivaram
e prestaram a sua colaboração explicito o meu reconhecimento nas pessoas de:
Alexandre, Armanda, Benedito, Helena Couto, Helena Sant'Ovaia, Henrique, José
Pedro e Maria dos Anjos.
Os meus agradecimentos às seguintes entidades:
- INIC e JNICT através do Centro de Geologia da Universidade do Porto,
pela concessão de uma bolsa de doutoramento;
- Fundação Gomes Teixeira pela concessão de uma bolsa de investigação;
- Governos Português e Francês pelos subsídios concedidos para a
realização de estágios científicos em França, ao abrigo do Acordo Cultural Luso-
Francês e do Acordo INIC/Embaixada de França;
- Instituto Geológico e Mineiro pela oferta de exemplares da folha
6C- Cabeceiras de Basto da Carta Geológica de Portugal à escala 1: 50 000.
XI

RESUMO
O complexo granítico hercínico peraluminoso de duas micas de Cabeceiras de Basto,
representa um exemplo de um maciço compósito constituído na globalidade por três grandes
grupos, distinguidos inicialmente pela sua granulometria, tendo-lhes sido atribuída a seguinte
designação: G'f (granito de grão fino), G'm (granito de grão médio) e G'g (granito de grão
grosseiro). Os contactos entre as três unidades são progressivos.
O maciço apresenta uma forma alongada com direcção NW-SE, concordante com as
estruturas regionais. A orientação e a deformação que os minerais de hábito tabular e
prismático, apresentam sublinham o carácter sintectónico deste maciço.
Os granitos estudados são espacialmente associados a mineralizações de Sn e Li
localizadas em filões aplito-pegmatíticos e, mais raramente, a mineralizações de W em filões
de quartzo, que atravessam formações metassedimentares de idade silúrica inferior a NE do
maciço.
Os três grupos de granitos são petrograficamente semelhantes, exibindo textura
hipidiomórfica granular e uma associação mineralógica primária constituída por quartzo,
plagioclase (An0-An12), feldspato potássico frequentemente pertítico, biotite e moscovite.
Como minerais acessórios ocorrem: apatite, zircão, monazite, ilmenite, rútilo e rara turmalina.
A principal característica petrográfica consiste no predomínio da moscovite sobre a biotite,
único mineral máfico presente nestes granitos. A moscovite ocorre quer como uma fase
primária quer sob a forma de diversas gerações secundárias.
O complexo foi, em grau variável, afectado por fenómenos de alteração tardi-
magmática caracterizados pela moscovitização dos feldspatos (sobretudo da plagioclase) e da
biotite, e/ou pela albitização e, em menor grau, pela microclinização dos feldspatos.
Um cálculo normativo, baseado na composição química da rocha total e na composição
real dos minerais, permitiu distinguir cada fácies de acordo com a razão feldspato
potássico/plagioclase, que apresentam valores médios de: 0.79, 0.68 e 0.64 para G'f, G'm e
G'g (fácies menos alteradas).
O estudo mineralógico incide sobre três grandes grupos de minerais: micas, feldspatos e
minerais acessórios.
As micas trioctaédricas (biotites) e as micas dioctaédricas (moscovites) são
consideradas separadamente em cada fácies e, as gerações primárias e secundárias são
comparadas. As condições de /02(-16.5 a -16.0), pressão (3 a 3.5 kbar) e temperatura de
cristalização,(650° a 700°C) são estimadas a partir da composição da biotite e da moscovite
XII

primaria. O feldspato potássico e essencialmente a microclina, exibindo elevado grau de
triclinicidade (0.76

CAPÍTULO I
INTRODUÇÃO

O presente estudo incide sobre o complexo granítico da região de
Cabeceiras de Basto, constituído por um conjunto de diferentes fácies de
granitos de duas micas que ocupa grande parte da superfície abrangida pela
folha 6C-Cabeceiras de Basto da Carta Geológica de Portugal à escala
1:50 000 e representa uma importante área de granitos hercínicos de duas
micas que ocorrem no Noroeste da Península Ibérica.
1.1 - LOCALIZAÇÃO GEOGRÁFICA
A área granítica sobre a qual se ocupa o presente estudo localiza-se a
cerca de 70 km a nordeste do Porto, junto ao limite entre as províncias do
Minho e Trás-os-Montes. Como exemplos de dois importantes centros
populacionais citam-se as sedes dos concelhos de Cabeceiras de Basto e
Ribeira de Pena respectivamente nos distritos de Braga e de Vila Real.
Cabeceiras de Basto é enquadrada pelas serras do Barroso, Cabreira, Marão
e pelo planalto de Montelongo, encontrando-se encaixada no vale dos
afluentes do rio Tâmega. A serra da Cabreira apresenta uma extensão de
cerca de 15 km, é de composição dominantemente granítica, encontrando-se
aí o essencial das unidades graníticas alvo deste estudo. É na serra da
Cabreira que se encontra o ponto mais elevado da carta e cuja cota tem o
valor de 1262 m. Por sua vez, Ribeira de Pena localiza-se na margem
esquerda do rio Tâmega nas abas da serra do Alvão, a 460 m de altitude.
No seu conjunto, a paisagem traduz uma magnífica transição do Minho
para Trás-os-Montes, sendo atravessada pelos vales dos rios Tâmega,
Louredo, Poio e Bessa.
1.2 - ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO
O complexo granítico de Cabeceiras de Basto constitui um exemplo de
granitos sintectónicos de duas micas que ocorrem num vasto domínio afectado
pela orogenia hercínica. Far-se-á seguidamente uma descrição muito breve
das principais formações, apenas para melhor se compreender o
enquadramento dos granitos em estudo.
2

1.2.1 - PRINCIPAIS UNIDADES GEOLÓGICAS
As formações afectadas pela orogenia hercínica afloram
descontinuamente ao longo de uma extensa área de cerca de 3000 km de
comprimento por 800 km de largura. Sobre estas formações têm-se efectuado
correlações litoestratigráficas e estruturais que, no que diz respeito à Europa
Média e à Península Ibérica (dois domínios hercínicos da Europa Ocidental),
permitiram o estabelecimento do Arco Ibero-Armoricano (COGNÉ, 1971; BARD
et al. 1971; PERROUD, 1980). A parte ocidental e central da Península
Ibérica é constituída pelo Maciço Hespérico, caracterizado por várias zonas
geotectónicas distintas dispostas paralelamente às estruturas hercínicas. De
acordo com JULIVERT et ai. (1974), & RIBEIRO ef ai. (1979) a designação
das zonas, de NE para SW, é a seguinte: Zona Cantábrica, Zona
Asturocidental-Leonesa, Zona Centro-lbérica, Zona de Ossa Morena e Zona
Sul-Portuguesa (figura 1.1). Na parte NE da Zona Centro Ibérica localiza-se a
subzona da Galiza Média-Trás-os-Montes cujas características específicas
sugerem a alguns autores considerá-la como um domínio especial que
designaram por Zona da Galiza Trás-os-Montes (FARIAS ef ai., 1987;
ARENAS ef a/., 1988).
Em virtude de o maciço de Cabeceiras de Basto se localizar no limite
entre a Zona Centro-lbérica (ZCI) e a subzona da Galiza Média -Trás-os-
Montes (SGMTM) descrever-se-ão rapidamente as formações com maior
expressão em cada um dos sectores.
A ZCI ocupa uma extensa área da Península Ibérica, constituída sob o
ponto de vista tectonoestratigráfico por sequências autóctones e alóctones,
sendo as autóctones mais significativas e as alóctones essencialmente
restritas à SGMTM.
3

Figura. 1.1 - Mapa geológico do Norte de Portugal, segundo dados de FERREIRA et ai
(1987), modificado por F. NORONHA, com a localização da área estudada:
1 - Formações sedimentares meso-cenozoicas; 2 a 5 - Granitoides hercínicos- 2granitotdes
biotíticos pós-tectónicos; 3-granitoides biotíticos tardi-tectónicos- 4granitoides
de duas micas sin a tardi-tectónicos; 5-granitoides biotíticos
sintectónicos; 6-Complexo polimetamórfico de Bragança e Morais; 7-Formações
metassedimentares; 8-Falha.
Mapa inserido no canto superior direito ilustrando as grandes unidades
tectónicas da Península Ibérica, segundo JULIVERT et ai. (1974) e RIBEIRO et
ai. (1979):
I - Zona Cantábrica; II - Zona Asturocidental-Leonesa; III - Subzona da Galiza
Media Tras-os-Montes; IV - Zona Centro-lbérica; V - Zona de Ossa Morena- VI -
Zona Sul-Portuguesa.
4

A ZCI é limitada a NE pela Formação "Olio de Sapo" (PARGA PONDAL et
ai., 1964), constituída por um conjunto vulcano-sedimentar de metagrauvaques
feldspáticos com ocelos de quartzo opalescente riolítico e lentículas de pelitos
e ortoquartzitos ao qual se atribui uma idade câmbrica superior nos domínios
da Sanábria e de Zamora-Miranda do Douro (IGLESIAS & RIBEIRO, 1981). O
limite para SW está marcado pelo cavalgamento Portalegre-Ferreira do Zêzere
e para W é limitada pela zona de cisalhamento Porto-Tomar. Do ponto de vista
litoestratigráfico a característica mais acentuada da ZCI é a grande extensão
de afloramento de uma unidade designada por Complexo Xisto-Grauváquico
(CXG). Esta unidade, de natureza essencialmente turbidítica, é caracterizada
por uma espessa sequência rítmica de micaxistos pelíticos e metagrauvaques
com intercalações de rochas calcossilicatadas, tendo-lhe sido atribuída uma
idade pré-câmbrica e câmbrica. SOUSA (1982) demonstrou uma idade
câmbrica para o grupo do Douro do CXG. Sobre este complexo ocorrem
sequências metassedimentares do Paleozóico Inferior discordantes
relativamente à sequência anterior e por vezes separadas dela por um
conglomerado de base de idade ordovícica. Na parte mais ocidental da ZCI
verifica-se o preenchimento de bacias continentais isoladas por sequências de
idade vestefaliana D e estefaniana B-C.
A subzona da Galiza Média -Trás-os-Montes constitui a parte alóctone da
Zona Centro Ibérica e distingue-se pela presença de cinco maciços
polimetamórficos (Cabo Ortegal, Ordenes, Lalin, Bragança e Morais) de
composição predominantemente máfica e ultramáfica cujos contactos
exteriores são caracterizados por carreamentos sobre sequências
monometamórficas, de idade ordovícico-silúrica e nas quais ocorrem rochas
vulcânicas ácidas e máficas. Estas sequências têm um carácter parautóctone,
sendo do ponto de vista litoestratigráfico correlacionáveis com as sequências
do Paleozóico Inferior anteriormente referidas para a ZCI. Esta subzona é
também caracterizada pela escassez de intrusões graníticas. Nos complexos
polimetamórficos observa-se uma variedade de fácies desde granulitos até
xistos verdes.
Para uma descrição pormenorizada das características litoestratigráficas
e estruturais da ZCI, que ultrapassa o âmbito da presente dissertação,
5

sugerem-se, entre outros, os trabalhos de PEREIRA (1988), PEREIRA (1989)
e RIBEIRO et ai. (1990) nos quais os autores apresentam uma descrição
estrutural actualizada das sequências autóctones, parautóctones e alóctones
da Zona Centro-lbérica.
Uma importante característica da ZCI é a presença de um vasto conjunto
de granitóides hercínicos ante a pós-tectónicos e cuja composição varia
desde tonalitos passando por granodioritos, granitos biotíticos até aos
leucogranitos, sendo o magmatismo básico muito subordinado.
I.2.2 - EVOLUÇÃO TECTÓNICA E METAMÓRFICA
A orogenia hercínica exerceu uma influência fundamental,
designadamente na geologia da Zona Centro-lbérica e da subzona da Galiza -
Trás-os-Montes, particularmente devido à actuação das três fases de
deformação F1, F2 e F3 que condicionaram a instalação dos granitóides aí
ocorrentes.
NORONHA et ai. (1981) numa tentativa de estabelecerem uma correlação
entre as fases de deformação hercínica no Noroeste Peninsular com o
metamorfismo regional e o magmatismo reconheceram três níveis estruturais
(superior, intermédio e inferior) que acompanham a sucessão das isógradas do
metamorfismo regional, tendo verificado que de uma maneira geral os níveis
inferiores afloram nos núcleos dos antiformas F3, responsáveis pelas amplas
estruturas regionais, por sua vez sublinhadas por diversas intrusões graníticas,
nomeadamente de granitos de duas micas sintectónicos com F3. Assim, no
que se refere a rochas graníticas, a terceira fase de deformação (F3) hercínica
está marcadamente patente em enormes massas de granitos, evidenciando a
existência de um importante período de distensão imediatamente anterior a
esta fase, que permitiu a sucessiva subida dos magmas na crusta (FERREIRA
et ai. 1987).
6

1.3 - CLASSIFICAÇÃO DOS GRANITÓIDES HERCÍNICOS
A sistematização dos granitóides hercínicos da Zona Centro Ibérica tem
merecido a atenção de diversos autores. Os critérios utilizados são muito
diversificados, sendo exemplo os seguintes: geométricos (baseados nas
relações geométricas entre os granitóides e o encaixante), geocronológicos,
químico-petrográficos, genéticos e estruturais.
NORONHA (1983), PEREIRA (1987), FERREIRA et ai. (1987) e RIBEIRO
(1993), entre outros, chamam a atenção para a história recente da
classificação dos granitos Ibéricos e para a complexidade dos critérios
adoptados para a sua sistematização, apresentando compilações das várias
classificações. Entre esses critérios destacam-se nomeadamente os de
natureza químico-mineralógica, petrográfica, geológica, genética e
cronológica.
Apresenta-se seguidamente uma resenha das principais classificações
adoptadas para os granitóides hercínicos:
1 - Classificações genéticas
As classificações de natureza genética dividem os granitos em
mesocrustais e infra ou basicrustais. Os granitos mesocrustais e, mais
concretamente, os leucogranitos, têm-se considerado como controlados pelo
metamorfismo regional e directamente resultantes quer de anatexia húmida
(CAPDEVILA et ai., 1973; NEIVA, 1973) quer de anatexia induzida por
magmas calco-alcalinos de origem mais profunda (BEA & UGIDOS, 1976;
RIBEIRO et ai., 1983). Os granitóides infra ou basicrustais consideram-se
resultantes da fusão parcial de materiais crustais, com ou sem hibridização de
materiais básicos infracrustais, e/ou diferenciação magmática a partir desses
materiais (CAPDEVILA et ai, 1973; CORRETGÈ et ai, 1977; RIBEIRO, 1980).
7

2 - Classificações com base na tectónica global
Às principais fases tectónicas da orogenia hercínica correspondem
períodos compressivos alternando com importantes fases de distensão
responsáveis pela ascensão de grandes massas graníticas.
Na Zona Centro-lbérica parecem assim existir três grupos de granitóides
hercínicos de acordo com a evolução geodinâmica desta zona (PEREIRA,
1987): I - granitos de duas micas resultantes de cisalhamentos infracrustais e
nos quais se incluem as séries de granitos sintectónicos relativamente às
fases F1, F2 e F3 e tardi- F3, amplamente representados no NW peninsular; II
- granitóides essencialmente biotíticos sin, sin a tardi e tarditectónicos
relativamente a F3; III - granitóides biotíticos tardi- a pós-orogénicos, tardios
em relação às fases de fracturação frágil.
Dada a multiplicidade de critérios acima apontados, o mesmo autor
preconiza uma classificação que enquadra as rochas graníticas nos processos
envolvidos na teoria da tectónica global, designadamente de colisãosubducção.
FERREIRA et ai. (1987) sugerem uma classificação baseada em
critérios semelhantes. Nesta classificação os granitóides dos grupos I e II
enquadram-se nos granitos orogénicos, e os do grupo III nos granitos pósorogénicos.
3 - Classificações geocronolóaicas associadas com a deformação
Relações com as fases de deformação e dados de datações isotópicas
constituem respectivamente a base de classificações geotectónicas e
geocronológicas. PINTO (1985) apresenta uma síntese da classificação dos
granitóides hercínicos portugueses do Carbonífero, com base em datações
isotópicas pelo método Rb-Sr, associadas ao carácter tectónico. PINTO et ai.
(1987) elaboraram uma exaustiva compilação de datações de granitóides do
Maciço Hespérico, chamando a atenção para o carácter pulsante dos
granitóides hercínicos.
No quadro 1.1 apresenta-se um ensaio de síntese das classificações com
base na tectónica global e na geocronologia.
8

1.4 - TRABALHOS PRECEDENTES SOBRE ÁREAS VIZINHAS E
ENVOLVENDO ESTUDOS DE GRANITOS DE DUAS MICAS
E SUAS POTENCIALIDADES METALOGÉNICAS
BRINK (1960) ao estudar a petrologia e mineralogia dos granitos e xistos
e suas mineralizações da região de Vila Real-Sabrosa-Vila Pouca de Aguiar
atribui aos granitóides uma idade hercínica, subdividindo-os em dois grupos:
"older" e "younger" (designações de acordo com SCHERMERHORN, 1956). O
mesmo autor refere que nesta região se encontram largamente representados
os granitos mais antigos ("older") que compreendem granitos de duas micas de
grão fino a grosseiro , ocorrendo em corpos alongados paralelamente à
direcção NW-SE do dobramento hercínico. Os granitos mais jovens
("younger") são granitos biotíticos de grão grosseiro porfiroide, ocorrendo em
pequena escala a SW de Vila Pouca de Aguiar. Apesar deste autor ter
identificado duas granulometrias nos granitos mais antigos (um fino a médio e
outro médio a grosseiro) considera que "não há qualquer diferença
fundamental entre os dois tipos os quais formam parte de um mesmo corpo
granítico". Relativamente ao presente estudo é importante referir que a
mancha de granitos mais antigos ("older") continua para oeste em direcção à
carta de Cabeceiras de Basto, onde também constitui o essencial dos granitos
desta área.
A sudeste da área de Cabeceiras de Basto foram efectuados estudos em
rochas graníticas e seus minerais cuja proximidade com o complexo granítico
de duas micas dessa área merece particular referência:
9

Quadro 1.1 - Classificação das rochas graníticas da Zona Centro-lbérica, adaptada de
PEREIRA (1987) e FERREIRA era/., (1987).
Supergrupo Grupo Série Idade
Pré-orogénicos
Sin-orogénicos
Tardi- a pós-
-orogénicos
Granitóides Câmbricos e
Ordovfcicos
G naisses
Granitos de duas micas
(resultantes de cisalhamentos
crustaisl OU biOtftiCOS COm
restites
Granitóides
essencialmente biotíticos
(resultantes da evolução do
(loco tectónico) COm
plagioclase cálcica e seus
diferenciados
Granitóides biotíticos c/
plagioclase cálcica
(levantamento e fracturação
frágil do continente hercínico)
Sintect. relat. a F1
(série precoce)
Sintect. relat. a F2
Sintect. relat. a F3
Tardios relat. a F3
(série tardia)
Sintect. relat. a F3
(série precoce)
Sin- a tardi-F3
(série intermédia)
Tardi-F3
(série tardia diferenciada)
Tardios relatativamente
às fases de deformação
frágil
Entre 582 e 482 Ma
Entre 380 e 296 Ma
Entre 296 e 280 Ma
10

NEIVA (1983) realizou um estudo geoquímico sobre dois tipos de granitos
moscovítico-biotíticos (um de grão fino mais antigo e um outro de grão médio a
grosseiro porfiroide mais jovem) e respectivas micas, localizados no limite
oeste do Planalto do Alvão (distrito de Vila Real), fazendo associar as
mineralizações de Sn-W à fácies de grão fino.
PEREIRA (1987) estudou granitóides a sul da área de Cabeceiras de
Basto em que se incluem granitos cujo enquadramento geotectónico é
semelhante aos do presente trabalho por se tratarem de granitos de duas
micas hercínicos sin-F3 (maciço compósito de Vila Real).
NEIVA ef ai. (1990) ao caracterizarem os granitóides ocorrentes na região
aurífera de Jales, 13 km a SE de Vila Pouca de Aguiar (distrito de Vila Real)
descrevem um granito hercínico peraluminoso de grão médio a grosseiro,
porfiroide, de duas micas e investigaram pormenorizadamente a sua alteração
hidrotermal, causada por fluidos provenientes de um filão mineralizado em
ouro, dando lugar a um granito porfiroide moscovítico-biotítico e a um granito
moscovítico já no contacto com o filão. Aquele granito de duas micas encontrase
no prolongamento da fácies de grão grosseiro porfiroide localizado na
extremidade sudeste da carta geológica de Cabeceiras de Basto. Merece
ainda destaque o trabalho de NEIVA & GOMES (1991) consistindo no estudo
mineralógico, petrológico e geoquímico de vários tipos de granitos
sintectónicos e seus minerais da região de Vila Pouca de Aguiar para as
quais são propostos modelos petrogenéticos distintos (fusão parcial e
cristalização fraccionada) baseados na variação de elementos maiores e
menores, quer em rocha total, quer na moscovite e na biotite.
A geologia da região de Vila Real serviu recentemente de tema a uma
dissertação de doutoramento (MATOS, 1991) na qual se desenvolveu a
caracterização petrográfica e estrutural do complexo xisto-grauváquico do
Ordovícico e dos granitóides hercínicos da área, passando pela caracterização
geoquímica dos granitóides e a proposta de modelos petrogenéticos
integrando as observações mineralógicas, geoquímicas e estruturais, quer dos
granitos quer das importantes ocorrências em volframite e sulfuretos a eles
espacialmente associadas. A maioria dos granitos estudados apresenta um
li

carácter especializado em W-Sn . Reacções de alteração pós-magmáticas nos
granitos já observadas petrograficamente e corroboradas por dados isotópicos,
juntamente com um pormenorizado estudo mineralógico e das condições
físico-químicas da deposição do minério levou aquele autor a sugerir como
provável que certos elementos e fluidos mineralizadores possam ser
provenientes dos granitos de duas micas.
1.5 - COMPLEXO DE CABECEIRAS DE BASTO
1.5.1 - GEOLOGIA E ENQUADRAMENTO GEOTECTÓNICO
O complexo granítico de duas micas de Cabeceiras de Basto constitui
uma importante unidade alongada segundo a direcção NW-SE e concordante
com a estrutura regional. Encontra-se limitado a NE pelo flanco de um
antiforma constituído por xistos, quartzitos e rochas calcossilicatadas, de idade
silúrica inferior.
No encaixante metassedimentar foram identificadas três fases de
dobramento: F1, F2 e F3 (NORONHA, 1983). A área em estudo enquadra-se
num nível estrutural inferior onde as estruturas F1 são dificilmente detectadas
macroscopicamente e em que a xistosidade regional correspondente a S2 é
habitualmente a estrutura mais antiga possível de ser cartografada. F1 traduzse
por pequenas dobras isoclinais, em geral redobradas por fases posteriores
e relacionada com uma xistosidade de fluxo S1. F2 exprime-se por dobras de
eixos de direcção variável, sendo responsável pela xistosidade principal S2.
F3 corresponde geralmente ao dobramento da xistosidade S2 tendo sido
responsável pelo amplo dobramento regional cujos eixos inclinam ligeiramente
entre 5 o e 30° para NW. Nas áreas de charneira de F3 observa-se
frequentemente uma xistosidade de crenulação, de direcção semelhante à de
S2 mas maior inclinação (70° a 90°).
Estes aspectos estruturais estão abrangidos pela evolução estrutural
regional descrita por HOLTZ (1987) para o sector de Montalegre e que
controla a instalação de granitóides sintectónicos de duas micas.
NORONHA (1983) reconheceu duas isógradas de metamorfismo regional
subparalelas aos granitos de duas micas do sector em estudo, com uma
orientação geral NW-SE, designadamente a zona da biotite e a zona da
12

andaluzite. A ocorrência da zona da biotite condicionada por um sinclinal sin-
F3, por um lado, e a presença de cristais de andaluzite deformados por F3,
sugerem que o clímax do metamorfismo deve ter sido atingido antes da última
fase de deformação hercínica.
Embora não se disponha neste momento de dados cronológicos dos
granitóides de Cabeceiras de Basto a sua geologia e características
petrográficas e geoquímicas permitem incluí-los no grupo de granitos de duas
micas sintectónicos relativamente a F3. NORONHA et ai., (1981 ) sugerem para
esta fase uma idade intravestefaliana, terminando um pouco anteriormente ao
Vestefaliano D. Considerando a idade intravestefaliana compreendida entre
316Ma e 305 Ma (HARLAND ef ai., 1989), estas observações permitem incluir
o maciço em estudo no grupo dos granitos sin-orogénicos, sin-F3, proposto por
FERREIRA et ai., (1987), atribuindo-se-lhes a idade aproximada de 310 Ma.
O carácter sintectónico é identificado pelos seguintes aspectos:
existência de uma orientação à escala do maciço, traduzida pela orientação
planar e linear dos minerais de hábito tabular e prismático, respectivamente
(e.g., micas, megacristais de feldspato ) assim como pela deformação (no
estado subsolidus) conducente ao encurvamento dos minerais de hábito
tabular.
O complexo é afectado por duas direcções de cisalhamento dúctil: N100°
a N160° esquerdo (parecendo a mais antiga) e uma outra direcção variando
de N0° a N30°, direito. Globalmente trata-se de granitos orientados
apresentando três direcções de foliação: uma geral entre N110° e N130°
vertical (sublinhada pelas micas), outra N-S subvertical e uma foliação
subhorizontal.
1.5.2 - POTENCIALIDADES METALOGÉNICAS
Um importante campo filoniano aplito-pegmatítico e filões de quartzo,
atravessando as rochas metassedimentares encaixantes, estão espacialmente
associados aos granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto.
Alguns dos filões aplito-pegmatíticos são portadores de mineralizações,
designadamente de Sn (cassiterite), Li (espodumena, ambligonite, lepidolite) e
raras ocorrências em Nb-Ta (columbite-tantalite). Os veios de quartzo
13

encontram-se por sua vez associados a raros índices em W ( volframite e
scheelite) e a mineralizações de Au em sulfuretos.
São escassas as publicações específicas sobre os granitóides da região
em estudo, o que em parte contribui para o interesse em aprofundar a sua
caracterização geoquímica. RAMOS et ai. (1981) efectuaram estudos de
prospecção geológica e geoquímica em sedimentos de linha de água na área
de Cabeceiras de Basto e que permitiram o estabelecimento de zonas
anómalas em Sn e W. A mineralização em W (scheelite) e Sn (cassiterite)
está predominantemente relacionada com níveis de rochas calcossilicatadas
intercaladas nos xistos e com filões aplito-pegmatíticos, respectivamente.
Um importante trabalho de campo e de petrografia, quer sobre os
granitóides quer sobre as rochas metassedimentares, foi realizado no âmbito
da caracterização da área tungstífera da Borralha (NORONHA, 1983),
localizada imediatamente a norte da carta geológica de Cabeceiras de Basto,
englobando a continuação das formações metassedimentares assim como dos
granitos de duas micas, entre os quais se destaca o granito da Cabreira pela
sua maior expressão. Este autor conclui que o essencial das mineralizações
tungstíferas em filões de quartzo está geneticamente associado a granitos
biotíticos pós-tectónicos enquanto que as mineralizações estaníferas dos filões
aplito-pegmatíticos estão relacionadas com granitos de duas micas
sintectónicos.
Os trabalhos devidos a DÓRIA et ai. (1989) e CHAROY et ai. (1992)
merecem um especial realce dada a sua importância metalogénica decorrente
da recente descoberta de espodumena em aplito-pegmatitos que atravessam
as rochas metassedimentares da região de Covas de Barroso, espacialmente
relacionados com granitos de duas micas.
1.6 - OBJECTIVOS DO TRABALHO E MÉTODOS UTILIZADOS
O complexo granítico peraluminoso de duas micas da região de
Cabeceiras de Basto suscitou o interesse em ser seleccionado para o presente
estudo por se tratar de um maciço compósito associando diversas fácies sob o
14

ponto de vista petrográfico e por se encontrar espacialmente associado com
uma importante rede filoniana de aplitos e pegmatitos mineralizados em Li e
Sn.
O estudo pormenorizado das diferentes fácies deste complexo granítico
tem por objectivos principais:
1- caracterizar a fonte assim como os mecanismos petrogenéticos e de
evolução das diversas unidades;
2- conhecer o papel e a importância dos processos de alteração
deutérica que afectaram amplamente o maciço;
3- sugerir a possível fonte dos elementos metálicos e conhecer o papel
dos processos magmáticos e deutéricos que poderão contribuir para a sua
concentração.
A metodologia adoptada incidiu sobre as seguintes vertentes:
1-Trabalho de campo
- reconhecimento de pormenor em pontos significativos do maciço,
tendo como base topográfica as cartas n° 58, 59, 72 e 73 dos Serviços
Cartográficos do Exército (à escala 1:25 000) e a carta geológica 6C-
Cabeceiras de Basto (à escala 1:50 000) dos serviços Geológicos de Portugal:
- breve abordagem ao estudo estrutural do complexo
- amostragem para estudos petrográficos e geoquímicos abrangendo
todas as fácies cartografadas.
2- Petrografia
- caracterização textural e mineralógica.
3- Mineralogia
- estudo químico-mineralógico à microssonda electrónica;
- métodos de separação e análise morfológica de minerais pesados.
4- Geoguímica de rocha total
- estudo de elementos maiores, menores e de terras raras.
5- Geoguímica isotópica
- determinação da razão 87 Sr/ 86 Sr inicial.
15

CAPITULO II
PETROGRAFIA DOS GRANITOS

Foram identificados três grandes grupos de granitos de duas micas de acordo
com as dimensões granulométricas: granitos de grão fino, G'f (0.5 - 1 mm), grão
médio, G'm (2-4 mm) e grão grosseiro, G'g (5 - 7 mm) estando incluído neste último
grupo uma fácies porfiróide.
Os contactos entre os três tipos de granitos são graduais e difusos, sobretudo
entre os tipos de grão médio e grosseiro. Contudo, o contacto entre as fácies de
grão fino e grão grosseiro é mais nítido em algumas áreas do maciço. Nestes locais,
as relações de campo revelam o tipo G'g a envolver o G'f. Relações semelhantes
entre G'm e G'f, embora menos evidentes, levam a admitir que o grupo de dos
granitos de grão fino possa ser o mais antigo do complexo.
Os três grupos, inicialmente estabelecidos com base em critérios unicamente
granulométricos, apresentam variações petrográficas extensíveis à escala
cartográfica que permitem a distinção das seguintes fácies:
G'f1 - granito de grão fino (granito de Sámão )
G'f2 - granito de grão fino com moscovite dominante (Torrinheiras e
Cabeceiras )
G'm1 - granito de grão médio (Cabreira)
G'm2 - granito de grão médio com moscovite dominante (Alto de Murça)
G'g1 - granito de grão médio a grosseiro (Anjos)
G'g2- granito de grão médio a grosseiro de tendência porfiróide e porfiróide
(Abadim)
Obs.: A notação G' foi utilizada para designar genericamente os granitos de duas micas.
Estas fácies encontram-se cartografadas na folha 6C - Cabeceiras de Basto da
Carta Geológica de Portugal (escala 1 : 50 000) com a seguinte correspondência:
G'f1 - y'f (Granito de grão fino de duas micas)
G'f2 - y'f1 (Granitos de grão fino e fino a médio de duas micas, com predomínio
de moscovite)
G'm1 - y'm (Granitos de grão médio e de grão médio a grosseiro)
G'm2 - y'm1 (Granito de grão médio de duas micas, com predomínio de
moscovite)
G'g1 - Y'9 1 (Granito de grão grosseiro)
G'g2 - y'irm (Granitos de grão médio a grosseiro, de tendência porfiróide e
porfiróides)
17

11.1 - DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA
Em virtude de as variações granulométricas serem subtis e graduais, como é o
caso de determinadas fácies dos tipos de grão fino e médio cujo carácter porfiróide
é de difícil observação macroscópica, optou-se por englobar as fácies de tendência
porfiróide nos respectivos grupos de granulometria homogénea, fazendo-se
referência à presença de megacristais no momento da descrição petrográfica. O
mesmo critério é aplicado na descrição petrográfica da fácies porfiróide do granito
de grão grosseiro.
As fácies mais ricas em moscovite foram também enquadradas no respectivo
grupo das fácies de idêntica granulometria. Deste modo, associaram-se os critérios
da descrição petrográfica em três grupos distinguindo-os quanto à granulometria e
que genericamente se designarão por granitos G'f, G'm e G'g, respectivamente:
granitos de grão fino de Sámão, granitos de grão médio da Cabreira e granitos de
grão grosseiro de Abadim.
Dada a natureza sintectónica destes granitos de duas micas é de salientar o
papel desempenhado pela deformação que se traduz essencialmente na orientação
e encurvamento dos minerais de hábito tabular (sobretudo das micas), na
acentuada extinção ondulante do quartzo e na formação de moscovite intersticial em
zonas de cisalhamento às quais se parece associar, também, um enriquecimento
em quartzo.
Os fenómenos de alteração deutérica, tardi- a pós- magmática, particularmente
a moscovitização, a albitização e, em menor grau, a microclinização, são de grande
importância na área em estudo, tendo actuado com intensidade variável ao longo do
maciço (Estampas I, Il e III).
As três séries graníticas G'f, G'm e G'g sob o ponto de vista petrográfico
exibem textura hipidiomórfica granular e composições mineralógicas idênticas.
Como minerais essenciais nos três grupos de granitos considerados estão
presentes: quartzo, plagioclase (de composição An2-An18 através de
determinações ópticas, correspondendo à gama An0-An12 à microssonda
18

electrónica ), feldspato potássico (ortóclase e microclina), biotite (único mineral
máfico) e moscovite.
Salvo diferente indicação, a composição da plagioclase será expressa em
teores de An obtidos nas análises à microssonda electrónica.
Os minerais acessórios consistem principalmente em: apatite (cristais incolores
e mais raramente de côr violeta), zircão, rútilo (incluindo o polimorfo anatase),
silimanite, turmalina, monazite e ilmenite. Os minerais opacos, quando ocorrem,
parecem estar associados à cloritização da biotite. Esporadicamente detectou-se
andaluzite em algumas amostras localizadas próximo do contacto com as rochas
metassedimentares a SW do maciço. A monazite, a anatase, a ilmenite e diversas
formas de zircão foram melhor identificadas em concentrados de minerais pesados.
Em qualquer das fácies, a moscovite é sempre mais abundante do que a
biotite e manifesta diferentes quanto à sua origem. Os critérios petrográficos que as
permitiram distinguir são os seguintes:
Moscovite I:
- em grãos hipidiomórficos bem desenvolvidos;
- disposição paralelamente ao desenvolvimento da biotite;
- com uma repartição homogénea na matriz;
- frequentemente orientada e ligeiramente deformada (Estampa I, fotografia 1).
Moscovite II:
-grãos subeuédricos contendo vestígios de biotite (secções basais e
longitudinais) de contornos difusos, a qual está frequentemente a ser substituída
pela mica branca ao longo dos planos de clivagem;
- em associações simplectíticas com o quartzo;
-finas palhetas substituindo a plagioclase ao longo dos seus planos de
clivagem
- pequenos grãos a desenvolverem-se a partir de finos agregados de sericite;
- palhetas intersticiais na matriz e sublinhando planos de cisalhamento
(Estampa I, fotografia 2 e Estampa II, fotografia 1).
De acordo com os critérios definidos por MILLER et ai. (1981) a moscovite I
apresenta as características de moscovite primária (P) enquanto a moscovite II
corresponde à caracterização da moscovite secundária (S).
19

A relativa abundância de moscovite assim como a presença de silimanite são
importantes indicadores mineralógicos do carácter peraluminoso dos granitos em
estudo.
11.1.1 - GRANITOS DE GRÃO FINO DE SÁMÃO, G'f
Trata-se de um tipo de grão fino exibindo textura equigranular e raros
megacristais de feldspato potássico. Exceptuando a fácies com predomínio de
moscovite ( G'f2) e as amostras moscovitizadas, a outra fácies ( G'f1) é mais
abundante em biotite do que os grupos G'm e G'g.
Quartzo
Os cristais de quartzo manifestam a sua ocorrência sob três formas: cristais
xenomórficos bem desenvolvidos com extinção ondulante, corroendo a plagioclase
e a moscovite; pequenos cristais intersticiais, com textura em mosaico, resultantes
de fenómenos de recristalização; abundantes inclusões globulares no feldspato
potássico.
Nos grãos mais desenvolvidos observam-se inclusões fluidas de reduzidas
dimensões e inclusões sólidas de rútilo e silimanite.
Feldspato potássico
O feldspato potássico ocorre principalmente sob a forma de microclina em
cristais xenomórficos na matriz e, mais raramente, como megacristais cujo
comprimento não excede 3 mm, tendendo para hipidiomórficos levemente pertíticos.
Por vezes observa-se um feldspato opticamente positivo, sem macias em
xadrez, finamente pertítico, apresentando duas nítidas direcções de clivagem e sem
alteração evidente. Trata-se de um feldspato com características ópticas
semelhantes às de um feldspato que NORONHA (1983) designou por "ortóclase
sódica" . Análises à microssonda deste feldspato (vide Cap.lll, quadro 111.15)
revelaram uma composição que não sendo anormalmente rica em sódio é da
mesma ordem de grandeza do teor encontrado nos feldspatos potássicos de
amostras mais albitizadas. A microclina exibe um típico e intenso padrão de
extinção em xadrez devido à associação das macias de acordo com as leis da
periclina e da albite, associado por sua vez à macia de Carlsbad. As inclusões
consistem principalmente em plagioclase (de composição An3 - An5 à microssonda)
a qual por vezes atravessa o plano de macia de Carlsbad, biotite ( por vezes
20

cloritizada) e quartzo globular. Uma leve caulinização afecta alguns grãos
indistintamente na matriz e nos megacristais.
Plaqioclase
A plagioclase ocorre principalmente na matriz e em escassos megacristais
hipidiomórficos a xenomórficos, sendo quase tão abundante quanto o feldspato
potássico. Dados da microssonda apontam para uma composição essencialmente
albítica, An1 a An10, sendo os valores mais elevados da molécula anortítica
observados nos cristais de maiores dimensões. O zonamento é fraco, mas sempre
que ocorre é realçado por uma sericitização mais intensa do núcleo. A geminação
polissintética de acordo com a lei da albite apresenta por vezes um padrão
reticulado , provavelmente consequência da deformação. É frequente a macia de
Carlsbad. As inclusões são pouco abundantes, consistindo sobretudo em quartzo e
alguma biotite. São observados raros aspectos de mirmequite, preferencialmente
em áreas próximas do contacto com o feldspato potássico. A sericitização no núcleo
dos grãos e a moscovitização ao longo dos planos de clivagem constituem o
principal processo de alteração. Alguns grãos encontram-se deformados.
Uma geração de albite (An1-An2) de reduzidas dimensões e em cristais não
alterados ocorre intersticialmente na matriz.
Biotite
A biotite apresenta-se em grãos xenomórficos a hipidiomórficos, usualmente
de côr castanha, com pleocroismo variando entre X = amarelo-palha a Z,Y=
castanho avermelhado. Contém abundantes inclusões de zircão e apatite. Os
principais fenómenos de alteração são a descoloração para mica branca
(moscovite) e a cloritização associada à exsudação de agulhas de rútilo e, mais
raramente, à presença de minerais opacos. Alguns cristais encontram-se
deformados, apresentando as clivagens encurvadas.
Moscovite
Duas gerações de moscovite, I e II, podem ser identificadas:
A moscovite I apresenta a forma de grãos hipidiomórficos relativamente bem
desenvolvidos, por vezes paralelamente ao desenvolvimento da biotite, com uma
repartição homogénea na matriz, contendo esporadicamente inclusões de biotite e
zircão. Frequentemente encontram-se orientados e ligeiramente deformados.
21

A moscovite II manifesta-se sob diversos aspectos:
- grãos subeuédricos contendo vestígios de biotite com contornos difusos, que
estão a ser substituídas ao longo dos planos de clivagem pela mica branca;
- associações simplectíticas com o quartzo (rodeando por vezes a moscovite I)
sendo corroída pelo quartzo quer na bordadura, tornando-se quase xenomórfica,
quer no seu interior;
- finas palhetas substituindo a plagioclase ao longo dos seus planos de
clivagem e pequenos grãos a desenvolverem-se a partir de finos agregados de
sericite;
- palhetas intersticiais na matriz ou sublinhando planos de cisalhamento.
São frequentes as inclusões de quartzo e silimanite.
De acordo com os critérios de MILLER et ai. (1981), a moscovite I apresenta
as características de moscovite primária enquanto a moscovite II corresponde à
caracterização de moscovite secundária.
Na fácies com predomínio de moscovite ( G'f2) é de realçar a menor
quantidade relativa de biotite e, em contrapartida, abundantes palhetas de
moscovite hipidiomórfica de reduzidas dimensões. O quartzo é xenomórfico e muito
abundante, com extinção fortemente ondulante, ocorrendo também finamente
recristalizado e como inclusões globulares na microclina.
Minerais acessórios
Como minerais acessórios ocorrem em maior abundância a apatite e o zircão,
gerando intensos halos pleocróicos, associados à biotite quer como inclusões quer
na bordadura dos grãos. É importante nesta fácies a presença de cristais de
monazite e anatase. Ocorrem também agulhas de silimanite e de rútilo no quartzo e
grãos dispersos de ilmenite.
Observa-se alguma clorite resultante da alteração da biotite.
11.1.2 - GRANITOS DE GRÃO MÉDIO DA CABREIRA, G"m
O tipo G'm engloba as fácies de grão médio e de grão médio com predomínio
de moscovite. Caracteriza-se por uma granulometria homogénea, embora
apresente pontualmente cristais mais desenvolvidos de feldspato potássico e de
plagioclase.
22

Quartzo
O quartzo é xenomórfico ocorrendo em grãos de dimensões médias com
extinção ondulante, assim como em pequenos grãos intersticiais com textura em
mosaico e, muito raramente, como inclusões globulares no feldspato potássico.
Contém abundantes inclusões fluidas de reduzidas dimensões e raras inclusões de
silimanite.
Feldspato potássico
A microclina é o feldspato mais abundante e ocorre como cristais intersticiais
na matriz e, mais raramente, como megacristais. Os grãos são hipidiomórficos e
exibem a típica geminação em xadrez. Contudo, observaram-se dois tipos de
reticulado: nos grãos mais pertíticos o reticulado é denso e fechado enquanto que
nos grãos levemente pertíticos ou desprovidos de pertites o reticulado é losângico e
mais aberto. Apresentam-se nalguns casos caulinizados. As inclusões consistem
em plagioclase sericitizada nas zonas mais internas, quartzo globular e biotite
(eventualmente cloritizada). Por vezes verifica-se a ausência de macias em xadrez
em áreas restritas de alguns grãos, sugerindo vestígios de uma ortóclase anterior
que sofreu uma microclinização. Os limites entre a microclina e a plagioclase são
complexos, tornando difícil o estabelecimento de relações texturais entre si, ora
parecendo que a plagioclase está a invadir o feldspato potássico, ora vice-versa. Os
esparsos megacristais são na maioria pertíticos, notando-se nas pertites um
desenvolvimento de macias segundo a lei da albite, o que poderá indicar um
processo mais tardio de albitização da microclina.
Plagioclase
A plagioclase surge com aspectos distintos, de acordo com diferentes
gerações: como raros megacristais por vezes deformados e exibindo alguma
moscovitização marcando os planos de clivagem e acompanhando paralelamente a
direcção do plano de macia; em grãos hipidiomórficos de albite de composição An1-
An6 parcialmente sericitizados e moscovitizados nas amostras mais afectadas pela
alteração deutérica; como pertites, inclusões na microclina ou em cristais
intersticiais de albite não alterada (An1-An2). Muitas das inclusões na microclina
encontram-se mais sericitizadas no núcleo, não constituindo no entanto um franco
zonamento. Observou-se mirmequite muito fina insinuando-se em gomos num ou
noutro grão.
23

Biotite
A biotite é xenomórfica a hipidiomórfica, ocorrendo quase essencialmente sob
a forma de biotite castanha com pleocroísmo variando desde X=amarelo palha a
Z,Y=castanho avermelhado. As inclusões são numerosas e quase exclusivamente
de zircão com halos pleocróicos. Por vezes observa-se apatite. Os processos de
alteração afectaram a biotite quer em termos de cloritização, mais apreciável nos
grãos associados à moscovite, quer de descoloração com transformação em
moscovite. Alguns grãos apresentam-se deformados.
Moscovite
À semelhança dos outros grupos, a moscovite é amplamente mais abundante
do que a biotite. Apresenta-se sob diversas formas denunciando várias gerações:
- em grandes folhas hipidiomórficas
- em palhetas bem desenvolvidas rodeadas por vezes de orlas simplectíticas;
- em pequenos cristais ocupando os planos de clivagem da plagioclase (e,
mais raramente, do feldspato potássico);
- resultando da alteração da biotite que se apresenta com o aspecto de
manchas de contactos difusos no interior da moscovite.
As inclusões são raras, consistindo em pequenos grãos de plagioclase,
silimanite, biotite e por vezes apatite.Tal como a biotite, alguns grãos encontram-se
levemente deformados.
A fácies G'm2 é particularmente mais enriquecida em moscovite,
nomeadamente em moscovite I, encontrando-se nesta fácies as amostras mais
evoluídas do grupo de grão médio, isto é, com menor presença de biotite.
Minerais acessórios
Zircão abundante secundado por apatite, turmalina, silimanite, rútilo, ilmenite
e rara andaluzite constituem as fases acessórias deste grupo.
Como minerais acessórios de alteração observam-se opacos associados à
cloritização da biotite.
24

11.1.3 - GRANITOS DE GRÃO GROSSEIRO DE ABADIM, G'g
É neste grupo que se incluem as fácies de grão grosseiro, grosseiro a médio e
porfiróide. Far-se-á uma caracterização petrográfica global, realçando os aspectos
que numa dada fácies a permitam distinguir das outras.
Quartzo
O quartzo é mais abundante do que nos grupos precedentes, tendo-se
reconhecido três gerações: quartzo xenomórfico e com extinção francamente
ondulante, pequenos grãos em mosaico resultantes de fenómenos de
recristalização e inclusões globulares no feldspato potássico apresentando extinção
ondulante menos intensa. Os cristais xenomórficos da matriz são mais
desenvolvidos, contendo inclusões fluidas e inclusões sólidas quase exclusivamente
de agulhas de silimanite. Por vezes assiste-se a uma maior granulação do quartzo
em consequência da deformação, mais frequente na fácies de grão grosseiro.
Feldspato potássico
Ocorre como cristais hipidiomórficos bem desenvolvidos e como grãos
intersticiais na matriz. É na maioria microclina , tendo também sido observada
alguma ortóclase assim como raros cristais de um feldspato de sinal óptico positivo.
Na fácies porfiróide a microclina dos megacristais é fortemente pertítica, estando as
pertites desenvolvidas a ponto de se observar a geminação segundo a lei da albite.
Exibe frequentemente a macia de Carlsbad simultaneamente com a típica
geminação em xadrez. Os grãos da matriz são menos pertíticos mas a geminação
em xadrez é mais acentuada do que nos megacristais.
As inclusões ocorrem nos megacristais e são de plagioclase de composição
An3-An4, por vezes sericitizada, assim como biotite (por vezes cloritizada),
moscovite e quartzo globular. Alguns megacristais de microclina apresentam-se
caulinizados e em certas amostras é evidente uma albitização através do
desenvolvimento de pertites.
Plagioclase
A plagioclase consiste em megacristais de oligoclase-albite (An2-An12),
embora de dimensões inferiores às do feldspato potássico, assim como em grãos
equigranulares na matriz . Uma albite tardia intersticial de composição (An0-An1)
ocorre também neste tipo . A forma é geralmente hipidiomórfica e estão presentes
25

as macias segundo a lei da albite e de Carlsbad. A biotite e a silimanite são as
inclusões mais comuns. Neste tipo de granitos foi observada mirmequite em várias
amostras. Nas amostras mais alteradas os megacristais estão moderadamente
sericitizados e a serem substituídos por moscovite II ao longo dos planos de
clivagem.
Biotite
A biotite apresenta-se em grãos xeno- a hipidiomórficos com pleocroismo de
X=amarelo palha a Z,Y=castanho avermelhado intenso. Inclusões de zircão e
apatite estão sempre presentes. Aspectos de deformação estão patentes em alguns
grãos, assim como fenómenos de alteração envolvendo a descoloração para
moscovite e a cloritização.
Nas amostras mais afectadas pela moscovitização a biotite apresenta
contornos corroídos pela moscovite, sendo progressivamente substituída ao longo
dos planos de clivagem. As inclusões de zircão são de reduzidas dimensões, mas
muito abundantes e com intensos halos pleocróicos.
Moscovite
A moscovite ocorre sob várias formas:
- em placas hipidiomórficas bem desenvolvidas;
- desenvolvendo-se em finas palhetas agregadas nas extremidades dos grãos
hipidiomórficos;
- em massas intersticiais de aspecto fibroso;
- ao longo dos planos de clivagem da plagioclase e em associações
simplectícas com o quartzo;
- como resultado da alteração da biotite que por sua vez apresenta contactos
difusos com a moscovite hospedeira.
Contém inclusões de apatite e zircão, assim como silimanite cujos densos
agregados fibrososo parecem estar a transformar-se em mais uma forma de
moscovite II.
No granito porfiróide alguns grãos hipidiomórficos de moscovite I contêm
inclusões de biotite e estão a ser levemente corroídos pelo quartzo.
26

Minerais acessórios
Zircão, apatite e silimanite são os minerais acessórios mais abundantes,
seguindo-se a turmalina e alguma ilmenite.
No quadro 11.1 resumem-se as principais características petrográficas dos três
grandes grupos de granitos de duas micas de Cabeceiras de Basto.
No quadro II.2 encontram-se os dados relativos à norma ajustada à
composição química real real dos minerais de amostras seleccionadas. Em cada
grupo seleccionou-se a amostra menos alterada e menos evoluída, seguida de uma
amostra mais evoluída e de amostras mais alteradas deutericamente. Optou-se por
efectuar o cálculo da composição normativa (ajustada) em vez da análise modal por
aquela se a figurar mais adequada à realidade geológica e mineralógica, isto é:
granitos mais ou menos orientados, com variações na granulometria e importantes
alterações deutéricas quase sempre presentes.
As percentagens dos minerais foram obtidas a partir de um cálculo normativo
utilizando a composição da rocha total (elementos maiores) e a composição dos
minerais essenciais (elementos maiores determinados à microssonda). Um exemplo
deste cálculo encontra-se ilustrado em anexo (Anexo I).
27

Quadro 11.1 ­ Principais características petrográficas dos granitos de duas micas do complexo de
Cabeceiras de Basto.
Tipo de granito
Textura
Minerais
Essenciais
Quartzo
G'f
Granito
mo6cov(tico­
biotílico
Hipidiomórfica granular
Grão fino: 0.6­1,0 mm
­ Cristais xenomórficos
­ Grãos recristalizados
­ Grãos globulares no feldsp­K.
­ Extinção ondulante
­ Inclusões fluidas, inclusões
sólidas de rútilo e silimanite
G'm
Granito
moscovlticobiotftico
Hipidiomórfica granular
Grão médio: 2,0­4,0 mm
­ Cristais xenomórficos
­ Grãos recristalizados
­ Extinção ondulante
­ Inclusões fluidas e raras
inclusões sólidas de silimanite
G'g
Granito
mo6covfticobiotltico
Hipidiomórfica granular
Grão grosseiro: 5,0­7,0 mm
­ Cristais xenomórficos
­ Grãos recristalizados
­ Grão globulares no feldsp­K
­ Extinção ondulante
­ Inclusões fluidas e inclusões
sólidas de silimanite
%(•) 34,0 ­ 34,6 32,3 ­ 34,8 36,3 ­ 36,4
Feldsp. potássico
­ Microclina
­ Cristais xenomórficos
­ Escassos megacristais de
tendência hipidiomórfica e
levemente pertfticos
­ Inclusões de plagioclase (An3­
An5), de quartzo globular e de
biotite
­ Microclina
­ Cristais hipidiomóríicos na
matriz e raros megacristais
­ Dois tipos de reticulado devido
à geminação: cerrado nos grãos
mais pertfticos e aberto nos
desprovidos de pertites
­ Inclusões sobretudo de
plagioclase sericitizada
­ Microclina
­ Rara ortóclase
­ Cristais hipidiomórficos de
microclina bem desenvolvidos,
fortemente pertfticos
­ Megacristais das fácies de
tendência porfiroide com inclusões
de plagioclase (An3­An4), alguma
biotite, moscovite e quartzo
globular
%C) 19,0­ 19,3 19,1 ­ 19,7 16,4­ 17.4
Plagioclase
■ Grãos hipidio­ a xenomórficos
• Albite da matriz (An1 ­ AnIO)
­ Rara mirmequite
­ Zonamento fraco a ausente
­ Grãos hipidiomórficos
­ Abite da matriz (An1 ­
An6)
­ Pertites (An1­An3)
­ Rara mirmequite, muito
ténue
­ Grãos hipidiomórficos
­ Megacristais e matriz (An2 ­
An12)
­ Pertites (An2 ­ An3)
­ Inclusões de biotite e silimanite
­ Mirmequite
%C> 24,3 ­ 24,6 27,9­ 29,2 26,8 ­ 27.4
28

Quadro 11.1 - (Continuação).
Biotite
- Grãos xeno- a hipidiomórficos
- Côr castanha avermelhada
- Abundantes inclusões de zircão
e apatite
- Alguma deformação, mais
notória nas secções longitudinais
- Grãos xeno- a hipidiomórficos
- Côr castanha avermelhada
- Inclusões de zircão e de rara
apatite
- Alguns grãos deformados
- Grãos xeno- a hipidiomórficos
- Côr castanha avermelhada
intensa
• Abundantes inclusões de zircão
de reduzidas dimensões e de
apatite
- Alguns grão6 deformados
%C) 2.9 - 4.6 2.3-4,1 2,6-4,2
Moscovite
- Grãos hipidiomórficos
- Relativamente bem
desenvolvida, por vezes
paralelamente aos grãos de
biotite
- Inclusões de quartzo e
silimanite
- Levemente deformada
- Grãos hipidiomórficos
- Bem desenvolvida, por
vezes paralelamente aos
grãos de biotite
- Raras inclusões de
plagioclase. silimanite. biotite
e apatite
- Levemente deformada
- Grãos hipidiomórficos
- Bem desenvolvida,
paralelamente aos grãos de
biotite
- Inclusões de apatite, zircão,
silimanite e por veze6 de biotite
- Levemente deformada
%C) 16,5 - 17,7 14,6- 15,9 16.4- 17,1
Minerais
Acessórios
Feldsp.K/Plag.
Alterações tardi- a pósmagmáticas
- Zircão (sobretudo incluso na
biotite)
- Apatite (como inclusão na
biotite e na matriz)
- Monazite
- Anatase
- Silimanite
- Agulhas de rútilo
- Ilmenite
0,78 - 0,79
- Zircão ( como inclusão na
biotite)
- Apatite (sobretudo na
bordadura da biotite e
dispersa na matriz)
- Silimanite
- Agulhas de njtilo
- Ilmenite
- Turmalina
- Rara andaluzite
0,67 - 0,68
- Zircão ( como inclusão na
biotite)
Comuns aos três grupos de granitos:
- Apatite (inclusa na biotite)
- Silimanite
- Turmalina
- Ilmenite
0,63 - 0.64
MQSCOjíilizflçia: da plagioclase. da biotite, moscovite II intersticial, associações simplectíticas
AJbJliiaçãQ: do feldspato potássico, albite intersticial (AnO - An 2)
Leve caulinização do feldspato potássico
Alguma cloritização da biotite
(•) Percentagens dos minerais com base num cálculo normativo utilzando a composição (em termos de elementos maiores) das rochas
e dos minerais essenciais
29

Quadro 11.2 - Norma ajustada à composição real dos minerais de amostras representativas das
fácies menos e mais alteradas dos três grupos de rochas graníticas do complexo de
Cabeceiras de basto.
2 113 16* 77** 79 104 73* 9** 34 65 62* 41**
%
Qz
FK
Plag
Biot
M080
llmen
34.0
19.0
24.3
4.6
17.7
0.4
36.6
19.3
24.5
2.9
16.5
0.2
36.6
2V.8
19.0
1.5
20.3
0.8
33.3
18.7
31.0
3.4
13.6
-
32.3
19.7
29.2
4.1
14.6
0.1
34.8
19.1
27.9
2.3
15.9
-
37.3
17.8
24.8
2.1
18.0
-
37.2
16.4
27.2
3.4
15.7
0.1
36.4
16.4
25.8
4.2
17.1
0.1
36.3
17.4
27.4
2.5
16.4
-
35.6
19.1
20.8
5.1
19.3
0.1
34.1
18.0
31.5
2.2
14.1
0.1
FK/PI 0.78 0.79 1.15 0.60 0.67 0.68 0.72 0.60 0.64 0.63 0.92 0.57
* Amostras moscovitizadas
** Amostras albitizadas
O carácter muito evoluído de todas as fácies dos grupos em estudo, traduzido
pelo empobrecimento relativo de biotite e pela abundância generalizada em
moscovite, permite associar estes granitos aos leucogranitos de duas micas.
Em consequência do estado de evolução dos três grupos as suas
características petrográficas são bastante semelhantes. Contudo, ao nível das
amostras em que são menos evidentes as acções dos processos de alteração
deutérica foi possível detectar diferenças importantes na variação das proporções
relativas entre o feldspato potássico e a plagioclase, permitindo uma melhor
individualização e caracterização de cada grupo, como se pode confirmar pela
observação dos dados do quadro II.2. Essa razão é em média claramente superior
no grupo de gão fino (0.78 - 0.79), diminuindo ligeiramente do tipo de grão médio
para o de grão grosseiro (0.67 - 0.68 e 0.63 - 0.64, respectivamente).
11.2 - SEQUÊNCIA DA CRISTALIZAÇÃO
A cronologia da cristalização das diferentes fases minerais de natureza
magmática primária seria aparentemente simples de estabelecer, dado o seu
número relativamente reduzido. Contudo, a complexidade dos fenómenos de
alteração tardi- a pós-magmáticos que afectaram todo o maciço não só mascararam
as relações texturais primárias como tornaram difícil a discriminação sequencial dos
próprios fenómenos. Assim, propõe-se uma ordem de cristalização e de
aparecimento das principais fases minerais que poder-se-á aplicar na generalidade
aos três grandes grupos:
30

-zircão e monazite (como inclusão na biotite), ilmenite
-biotite e apatite (quer como inclusão na biotite quer exterior)
-moscovite hipidiomórfica I, em crescimento paralelo com a biotite e em grãos
isolados
-quartzo globular como inclusão na plagioclase I e no feldspato potássico
-plagioclase I, quer em megacristais nas fácies porfiróides, quer como inclusão
no feldspato potássico
-ortóclase
-microclina, frequentemente pertítica nos megacristais
No quadro 11.3 propõe-se uma ordem e tempo relativo de cristalização dos
minerais primários, sendo no entanto difícil delimitar a extensão dos minerais que
sofreram posteriores recristalizações e alterações deutéricas (e.g., quartzo,
plagioclase, moscovite).
Quadro 11.3 - Possível ordem e tempo relativo de cristalização dos minerais essenciais e
acessórios primários dos granitos em estudo.
Minerais:
Acessórios
(Zlrcío, ApMlte. Monailte)
Biotite
Plagioclase
Feldspato potássico
Quartzo
Moscovite
Tempo de cristalização
11.3 - IMPORTÂNCIA PETROGENÉTICA DAS PERTHES E
MIRMEQUITES
11.3.1-PERTITES
Em todas as fácies estudadas se observaram pertites com aspectos variados,
inclusivamente numa mesma fácies. As pertites ocorrem quase exclusivamente nos
megacristais de microclina tendo sido anotados os seguintes sistemas de pertites
31

-em vénulas muito finas e lamelas acompanhando os planos das macias em
xadrez;
-em manchas coalescentes, já um pouco sericitizadas , sendo o único caso nas
amostras estudadas em que parecem anteriores à microclina;
-manchas coalescentes não alteradas;
-prenchendo o plano de macia de Carlsbad e atravessando-o;
-em pequenos grãos orientados paralelamente ao plano da macia de Carlsbad.
Várias hipóteses têm sido sugeridas para a origem das pertites sendo as mais
invocadas as seguintes (DEER et ai., 1976):
- imiscibilidade de um feldspato alcalino originalmente homogéneo;
- cristalização simultânea de um feldspato rico em potássio e de um rico em
sódio;
- substituição de um feldspato potássico por um sódico.
AUGUSTITIS (1985) defende o processo de formação de pertites por
substituição metassomática do feldspato potássico, por vezes associada a
mecanismos de microfracturação.
Segundo DEER et ai. (1976) a imiscibilidade a partir de um feldspato alcalino
inicialmente homogéneo sujeito a um lento arrefecimento posterior dando origem a
finas pertites tem sido observada com frequência em laboratório, enquanto que a
cristalização simultânea de um feldspato rico em sódio e outro rico em potássio
parece ser menos provável. Por outro lado, tem-se recorrido a um processo por
metassomatismo de sódio para explicar a ocorrência simultânea de diversos
aspectos de pertites em pegmatitos.
Os aspectos de pertites descritos nas amostras dos granitos em estudo levam
a admitir um processo inicial por imiscibilidade dando lugar a finas vénulas albíticas
no seio da microclina, as quais ter-se-ão posteriormente desenvolvido devido a um
enriquecimento metassomático em consequência dos fenómenos de albitização. O
facto de os granitos da área em estudo apresentarem características de
deformação permite invocar o papel de alguma microfracturação que poderá ter
facilitado a circulação de fluidos ricos em sódio, contribuindo para o
desenvolvimento secundário das pertites.
32

11.3.2 - MIRMEQUITES
Nos granitos estudados as mirmequites ocorrem sempre numa plagioclase com
pouca ou nenhuma alteração, exibindo finas macias segundo a lei da albite, com
extinção ondulante como consequência da deformação, em contacto irregular e
curvilíneo com o feldspato potássico, e, na maioria dos casos, em amostras mais
moscovitizadas (Estampa IV, fotografia 1).
Apesar de a ocorrência de mirmequites ser pouco frequente, a sua observação
em amostras dos três grupos suscitou uma breve abordagem a propósito da sua
formação. Tal como no caso das pertites, várias têm sido as hipóteses propostas
para a sua origem:
-cristalização simultânea de plagioclase e quartzo directamente do magma;
-exsolução de mirmequite a partir de um feldspato potássico a elevada
temperatura.
-blastese da plagioclase em torno de quartzo residual recristalizado;
-substituição do feldspato potássico pela plagioclase;
-substituição da plagioclase pelo feldspato potássico;
-substituição da plagioclase pelo quartzo;
Para BECKE (1908) e BARKER (1970) as mirmequites seriam o resultado
duma alteração sódica e cálcica da ortóclase segundo reacções respectivamente do
tipo:
2K Al Si3 08 + Ca 2+ Ca AI2 Si2 08 + 4Si02 + K +
K Al SL 0o + Na+ Na Al SL 0Q + K*
RAZAFIMAHEFA (1987) observou um desenvolvimento de mirmequites em
microfracturas numa fácies muito alterada de um granito porfiróide com biotite do
Maciço Central Francês (biotite cloritizada, moscovite secundária, plagioclases de
neoformação, provavelmente resultado da circulação de fluidos carregados de iões,
sobretudo Na + e Ca 2+ , libertados das plagioclases sericitizadas) e sugere uma
origem sob o efeito de fluidos hidrotermais para este caso particular de mirmequite.
COLLINS (1988) preconiza para a formação da mirmequite a necessidade de
uma deformação cataclástica prévia da plagioclase e sugere uma origem por
33

intercrescimento vermicular de quartzo e plagioclase durante a substituição da
plagioclase pelo feldspato potássico (em termos de volume) ao longo de um
processo metassomático que designou por diferenciação hidrotermal.
CASTLE & LINDSLEY (1993) apresentam uma discussão das várias hipóteses
mais invocadas para a origem da mirmequite. Estes autores definem a mirmequite
como um intercrescimento microscópico entre quartzo vermicular e uma plagioclase
fracamente cálcica (albite-oligoclase) associada e geralmente em contacto com
feldspato potássico. Propõem uma origem por exsolução em condições subsolvus, a
partir de um feldspato ternário (de composição An, Ca, Or) aberto à entrada de
sílica (proveniente de uma fracção de líquido silicioso, ou de uma matriz quartzosa,
ou de um fluido aquoso rico em sílica). Da componente anortítica do feldspato
ternário em contacto com uma fonte de sílica resultará feldspato potássico segundo
a reacção:
Ca Al2 Si08 + 4Si02 + 2K + o 2KAISi308 + Ca +
A difusão de Al e Si no feldspato ternário inicial é realçada pela presença em
excesso de sílica. Os iões K + e Ca 2+ difundir-se-ão respectivamente para o exterior
e para o interior da parte do cristal que constituirá a plagioclase, resultando um
excesso de sílica que se precipitará como quartzo mirmequítico juntamente com a
plagioclase em exsolução.
As relações petrográficas que constituem o contexto no qual as pertites dos
granitos em estudo se inserem são suportadas quer pelas observações de
RAZAFIMAHEFA (1987) quer de CASTLE & LINDSLEY (1993). Assim, sugere-se
uma origem para as mirmequites do presente estudo a partir inicialmente de uma
exsolução da plagioclase, e uma origem, pelo menos em parte, mais tardia devida
ao posterior cataclasamento relacionado com a deformação e consequente
circulação de fluidos que terá provocado a recristalização de albite.
34

11.4 - CARACTERÍSTICAS PETROGRÁFICAS DAS ALTERAÇÕES
TARDI A PÓS-MAGMÁTICAS
11.4.1 - GENERALIDADES
Ao longo do presente capítulo e a par da caracterização das fases minerais
primárias têm sido feitas algumas referências a propósito da importância dos
fenómenos de alteração deutérica que afectaram as rochas em estudo, tendo-se
observado em todas as fácies importantes recristalizações tardi- a pós-magmáticas.
De entre a complexidade de fenómenos de alteração que afectaram as rochas
graníticas de Cabeceiras de Basto os mais relevantes parecem ser a
moscovitização dos feldspatos e da biotite por um lado, e a albitização do feldspato
potássico e de uma plagioclase inicial, por outro. No entanto torna-se difícil
distinguir entre os fenómenos tardi- magmáticos e os hidrotermais, verdadeiramente
pós-magmáticos, sobretudo em virtude do não conhecimento da composição das
fases fluidas intervenientes. Em grande número de casos os dois fenómenos
sucedem-se sem que haja um intervalo entre si, sendo muitas vezes a alteração
deutérica precedida de importante actividade tectónica a qual, ao provocar a
fracturação do maciço, cria um sistema de circulação hidrotermal.
Estudos de alteração deutérica efectuados por CHAROY (1979) num granito
greisenizado na região da Cornualha, consistindo numa exaustiva análise
microscópica, mineralógica e química, conduziram ao estabelecimento de uma
cronologia da sucessão das paragéneses levando a crêr que a evolução química da
alteração é sobretudo condicionada pelo comportamento da fase feldspática. No
exemplo citado, parece haver em primeiro lugar a destruição do feldspato potássico
seguida da hidrólise da plagioclase segundo a seguinte cadeia cadeia de reacções,
a qual traduz a evolução em direcção a um greisen:
Feldspato-K + plagioclase o (feldspato-K) + albite + moscovite

11.4.2 ­ COMPLEXO DE CABECEIRAS DE BASTO
No caso do complexo granítico de Cabeceiras de Basto os dois principais
fenómenos de alteração (moscovitização e albitização) não evidenciam critérios
precisos que permitam o estabelecimento de uma cronologia relativa. É apenas
possível proceder à descrição das paragéneses de alteração e tentar ilustrar os
respectivos fenómenos.
No quadro 11.4 encontram­se sintetizadas as proporções dos minerais de
rochas mais sãs de cada grupo e a sua comparação com as fácies moscovitizadas e
albitizadas. As proporções dos minerais foram determinadas a partir do cálculo
normativo ajustado à composição real dos minerais.
Quadro 11.4 ­ Comparação entre as composições normativas ajustadas à composição real dos
minerais das amostras menos alteradas e das amostras moscovitizadas (Moscovit.) e
albitizadas (Albit.) de cada grupo de granitos em estudo.
%Minerais
G ' G'm G'g
Moscov. Albit. Sã Moscov. Albit. Sã Moscov. Albit.
Quartzo 34,0 36,6 36,6 33,3 32,3 • 34,8 37,3 37,2 36,3 ­ 36,4 35,6 34,1
Folds. K 19,0 19,3 21,8 18,7 19,1 ■ 19,7 17,8 16,4 16,4­ 17,4 19,1 18,0
Plagiocl. 24,3 24,5 19,0 31,0 27,9 29,2 24,8 27,2 25,8 ­ 27,4 20,8 31,5
Biotite 2,9 4,6 1,5 3,4 2,3 4,1 2,1 3,4 2,5 ­ 4,2 5,1 2,2
Moscovite 16,5 17,7 20,3 13,6 14,6 15,9 18,0 15,7 16,4­ 17,1 19,3 14,1
FK/PI 0,78 0,79 1,15 0,60 0,67 0,68 0,72 0,60 0,64 0,92 0,57
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro
11.4.2.1 ­ Moscovitização
A moscovitização dos granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de
Basto manifesta­se segundo a ocorrência de moscovite secundária de que se
recorda os principais aspectos:
­ desenvolvendo­se ao longo das clivagens da plagioclase e em associações
simplectíticas com o quartzo e.em menor escala, substituindo o feldspato potássico;
­ substituindo a biotite;
­ sublinhando planos de cisalhamento.
As associações simplectíticas quartzo+moscovite confirmam a equação
normalmente utilizada para descrever a moscovitização de uma plagioclase sódica:
36

3Albite + K

Nos tipos de grão médio e grosseiro a moscovitização do feldspato potássico
apresenta uma expressão superior do que no grão fino.
Observando novamente o quadro 11.2 das normas ajustadas pode-se inferir a
moscovitização primordial da plagioclase nas amostras moscovitizadas, quer
através das proporções relativas de moscovite e de plagioclase quer pela elevada
razão feldspato potássico/plagioclase. Nos casos em que se verificou a
moscovitização da plagioclase e da biotite (exemplo da amostra 16) a proporção em
biotite é inferior à das outras amostras e a razão feldspato potássico/plagioclase é
bastante superior.
O papel desempenhado pela moscovitização ao provocar o aumento da
proporção em moscovite essencialmente a partir da alteração da plagioclase ( e em
menor escala a partir da biotite) faz aumentar notavelmente a razão feldspato
potássico / plagioclase em relação às amostras mais sãs, como se pode concluir da
observação do quadro II.4
11.4.2.2 - Albitização
Atribuindo uma ordem de importância aos processos de alteração, segue-se à
moscovitização o papel relevante desempenhado pela albitização afectando
algumas áreas do complexo.
A albitização manifesta-se sobretudo pela substituição da microclina pertítica
pela plagioclase através do aumento das dimensões das vénulas pertíticas (An1-
An3) acompanhado do desenvolvimento de macias polissintéticas, por vezes
atravessando o plano de macia de Carlsbad da microclina. Para além destes
aspectos de substituição ocorre uma geração de grãos de reduzidas dimensões de
albite intersticial (An0-An2) sem aspectos de alteração.
A equação que traduz a albitização do feldspato potássico é a seguinte:
Ortóclase + Na +

Retomando o quadro dos cálculos da norma ajustada à composição real dos
minerais (quadro 11.2) e tendo em atenção as amostras albitizadas verifica-se que a
proporção relativa de plagioclase é superior à das amostras sãs e moscovitizadas
em detrimento da proporção relativa em feldspato potássico, sendo a razão
feldspato potássico/plagioclase notoriamente inferior (0.57 a 0.60). Este cálculo
permite avaliar a importância da albitização do feldspato potássico em amostras dos
três grupos de granitos do complexo de Cabeceiras de Basto, de importância
equivalente nos diferentes tipos de granitos.
A complexidade dos aspectos texturais devidos aos fenómenos de alteração
dificulta o estabelecimento de uma ordem cronológica da actuação desses
fenómenos, e não se dispõe, no estado actual deste trabalho, de dados concretos
sobre a composição dos fluidos intervenientes nas reacções. Contudo, ousa-se
deixar em aberto duas das possibilidades: a moscovitização da plagioclase poderá
ter fornecido aos fluidos circulantes o Na necessário à albitização dos feldspatos ou,
pelo contrário, a albitização do feldspato potássico poderá ter contribuído com K
para a moscovitização da plagioclase. Tentar-se-á avaliar posteriormente através
do estudo de inclusões fluidas qual destas possibilidades é a mais eficaz.
39

CAPITULO III
GEOQUÍMICA DOS MINERAIS

O quimismo dos minerais das rochas graníticas depende essencialmente da
natureza química do meio e das condições termodinâmicas de cristalização do
magma. O estudo químico dos minerais, em termos de variação da composição
como consequência do comportamento dos elementos, juntamente com a aplicação
de dados experimentais, permite estimar, com bastante aproximação, as condições
físico-químicas de cristalização das rochas hospedeiras. Entre os minerais
constituintes das rochas graníticas que melhor parecem reflectir na sua composição
as condições físico-químicas do meio em que cristalizam encontram-se as micas
(biotite e moscovite) e os feldspatos (potássicos e plagioclases).
111.1 - MICAS
Generalidades
São inúmeras as publicações dedicadas ao estudo químico-estrutural das
micas. Neste capítulo, sem se pretender que seja exaustivo relativamente à
mineralogia das micas, far-se-á uma referência, embora breve, aos principais
conceitos relacionados apenas com a sua estrutura química com o objectivo de
deduzir as prováveis condições de cristalização.
As micas são minerais com estrutura em folha cuja unidade é caracterizada
por: uma camada de catiões dispostos nos vértices de octaedros com coordenação
6, (camada o), uma camada de catiões com estrutura tetraédrica de coordenação 4
dispostos em cada lado da camada octaédrica (camada t) e catiões ligando cada
folha, assegurando a coesão da estrutura. Iões hidroxilo adicionais ocorrem na
estrutura das micas juntamente com o oxigénio dos vértices dos tetraedros,
apontando para o interior de cada folha.
As micas podem ser classificadas com base na magnitude da carga de cada
folha (x) por unidade estrutural. A carga ideal nas micas "verdadeiras" ou "flexíveis"
é x= -1.0, compensada por catiões monovalentes interfoliares (K ou Na e por vezes
Rb, Cs). Nas micas "quebradiças" a carga é idealmente x= -2.0, compensada por
catiões interfoliares bivalentes (Ca e por vezes Ba, Sr). Na realidade observam-se
desvios nos valores destas cargas ideais. Os os dois grupos são por sua vez
subdivididos em subgrupos com base na sua natureza dioctaédrica e trioctaédrica
(BAILEY, 1984).
41

A fórmula geral abrangendo a composição química das micas é a seguinte:
X2 Y4.6 [Z8 O20] (OH, F,CI)4.
A posição X é ocupada pelos iões K, Na ou Ca, podendo ainda ser ocupada
por elementos com afinidades geoquímicas tais como Ba, Rb, Cs, etc.
Os iões Y são principalmente constituídos por Al, Mg, ou Fe e ainda por Mn,
Cr, Ti, Li, etc. Nas micas dioctaédricas e trioctaédricas o número de iões Y é
respectivamente 4 e 6.
Z é essencialmente Si ou Al, incluindo eventualmente Fe 3+ e Ti.
Nas micas trioctaédricas as posições octaédricas são teoricamente totalmente
ocupadas por metais bivalentes, ferro ou magnésio, sendo exemplos,
respectivamente, os dois termos puros: anite, K2 Feç [SieAI202o] (OH)4 e flogopite,
K2 Mg6 [SÍ6Al2O20] (OH)4.
Nas micas dioctaédricas um octaedro em três encontra-se desocupado.
Constituem exemplos deste tipo a moscovite, K2 Al4 [Si6AI2O20] (OH,F)4 e a
celadonite, K2 AI2R2 [SisO20] (OH)4, em que R representa Fe 2+ , Mg, Mn.
ROBERT (1976a) , conjugando simultaneamente a composição das micas
pobres em silício e ricas em alumínio e ricas em silício e pobres em alumínio,
estudou as possíveis substituições partindo da fórmula geral:
K2 Mg 6_x_y Alx D y Si 6-x+2y Al 2+x-2y°20 ( 0H )4
em que x representa o número de iões de AI octaédrico e y o número de
posições vagas octaédricas. Teoricamente podem-se considerar as seguintes
substituições:
(1) y=0, representando as micas trioctaédricas flogopite-estonite ricas em Al:
[Mg] 6 Si [Al] 6 [Al]*
42

(2) x=0, representando uma série incluindo os termos intermédios entre as
micas di­ e trioctaédricas:
[AI] 4 2Mg o Si2 [ □ ] 6
(3) x=2y, uma possibilidade teórica com St6 Al2 e a substituição
Mg3 Al2 D, parecendo no entanto não ocorrerem posições octaédricas
vagas por este processo.
No que diz respeito aos iões hidroxilo, muitas flogopites e biotites e, por vezes,
moscovites, são deficientes em H sendo a substituição do O na posição (OH)
compensada quimicamente por substituições do tipo Si para [Al] 4 , [Al] 6 para Mg ou
Fe 3+ para Fe 2 "*". Nas micas que contêm excesso de (OH) o balanço é realizado pela
entrada de [Al] 4 para Si, Mg ou Fe 2+ para [Al] 6 . Li para R 2+ , etc.
111.1.2 ­ MICAS TRIOCTAÉDRICAS: BIOTITE
III.1.2.1 ­Abordagem cristaloquímica
III.1.2.1.1 ­ Generalidades sobre o grupo da biotite
Como introdução ao capítulo do estudo das biotites far­se­á uma sucinta
abordagem às características cristaloquímicas deste grupo de micas.
A biotite em sentido lato é uma mica trioctaédrica diferenciada de uma
flogopite com uma razão Mg:Fe

A figura 111.1 representa o plano da biotite definido pela projecção Al vl vs.
Mg/(Mg+Fe 2+ ) (reproduzida em GUIDOTTI, 1984). Nos vértices localizam-se os
termos puros:
Anite: K2 Fe6 (Si6 Al2) O20 (OH)4
Flogopite: K2 Mg6 (Si6 Al2) O20 (OH)4
Siderofilite: K2 (Fe4AI2) (Si4AI4) O20(OH)4
"Estonite": K2 (Mg4AI2) (Si4AI4) O20(OH)4
Sid=K2(Fe,Al,)(AI,Si,)(OH) K2(MgiAl2)(AUSi;,020)(OH^
2
0 .1 .2 .3 M .5 .6 .7 .8 .9 1.0
- 1 (Mg5At)=Al-Ftog
An = K2Fe6(Al2Si6O20)(OH)i, Flog=K2Mg6(Al25i6020)(OH)il
Mg/Mg4 Fe 2+
Figura. 111.1 - "Plano ideal da biotite", AI VI em função de (Mg/Mg+Fe 2+ ).
.An=anite; Flog=flogopite; AI-Flog=flogopite aluminosa; Al-An=anite aluminosa; Sid=siderofilite;
K2( M 94AI2)(AI4Si4020)(OH)4=estonite (pela antiga nomenclatura). In: GUIDOTTI (1984).
Al-An e Al-Flog correspondem a composições mais aluminosas e designam
respectivamente os termos siderofilite e estonite tal como eram aplicados em
nomenclatura anterior. O termo siderofilite ainda é aplicado no caso de
composições mais aluminosas enquanto que a designação de estonite deixou de
ser utilizada.
Al-An: K2 Fe5 Al [Si5 Al3 O20] (OH)4
Al-Flog: K2 Mg5 Al [Si5 Al3 O20] (OH)4
44

Biotites com pouco ou nenhum magnésio, Fe 2+ elevado e Fe 3+ baixo são
designadas na generalidade por siderofilites.
Na realidade, a maioria das micas trioctaédricas situa-se no interior do "plano
ideal da biotite".
A maior parte das variações na composição da biotite deve-se às substituições
Fe-Mg-AI. HEWITT & WONES (1975) estudaram estas substituições e encontraram
os seguintes valores máximos: [AI] IV -i 75 Si 2,25 e [ A| ] vl o,75 (P ara 22 cargas).
ROBERT (1976b) calculou o limite para o Ti tendo obtido [Ti] vl 0,35 com
correspondentes [AI] lv i 7 e SÍ2.3.
ROBERT (1976a, 1981) propôs a composição das micas trioctaédricas
naturais como resultando da combinação de três séries de substituição (para além
da substituição do Mg pelo Fe 2+ ):
(1) (Mg,Fe)Vl,Si lv A|V, Al> v
que conduz à série flogopite - estonite:
K2 Mg6 (SiflAla) O20 (OH)4 - K2 (Mg5 Al) (Si5 Al3) O20 (OH)4
ou à série anite-siderofilite: (1)
K2Fe2 + 6 (SieAI2) O20 (OH)4 . K2 (Fe2+5 AI) (Si5 AI3) O20 (OH)4.
(2) (Mg,Fe) vl , 2AI IV DVI, 2Si vl ,
em que D VI representa uma lacuna octaédrica.
(3) 3(Mg,Fe)Vl2Al vl , D VI,
correspondente à combinação linear das substituições (1 ) e (2) e que leva à
constituição da mica dioctaédrica K2 Al4 (Sie Al2) 02Q (OH)4 (moscovite).
O mesmo autor propõe a seguinte fórmula geral para a flogopite:
K2 (Mg6.x.yAlxDy) (Si6.x+2yAI2+x-2y) O20 (OH)4.
em que x e y representam o grau de substituição (1) e (2), respectivamente.
(1) Neste contexto os termos siderofilite e estonite têm o significado atribuído pela
antiga nomenclatura.
45

III.1.2.1.2 - Substituição fengítica inversa na biotite
A substituição fengítica é muito importante nas micas dioctaédricas, pela qual
parte do Al tetraédrico é substituída por Si 4+ . Para essas micas uma substituição
fengítica simples conduz à igualdade Al lv =Al vl -2 (e.g. RAMBOZ, 1980;
CATHELINEAU, 1982). Contudo, uma biotite aluminosa pode apresentar uma
substituição deste tipo, mas, ao contrário da moscovite, é o Al tetraédrico que se
torna superior a 2 (ZUSSMAN, 1979).
Numa biotite aluminosa essa substituição traduz-se pela expressão:
(SiaAI2) Fe2+ 6 o (Si6.x Al2+X) Alx Fe2+6_x
Como o Ti se incorpora preferencialmente nas posições octaédricas dois AI VI
são substituídos por um R 2+ e um Ti, obtendo-se a seguinte composição para a
biotite:
donde, AI IV = AI VI +2 +2TÍ.
(Si6.xAI2+x) IV (Alx.2y Fe2+6_x+y Tiv)VI
Hl.1.2.1.3 - Importância petrogenética das substituções na estrutura da biotite
A composição da biotite, incluindo a natureza das substituições em posição
tetraédrica e octaédrica, varia com a associação mineral coexistente (NOCKOLDS,
1947). Sugere-se como exemplo de aplicação a granitos portugueses o estudo das
biotites da região de Aregos (ALBUQUERQUE, 1973) nas quais o teor em AI IV
aumenta desde granitóides com homblenda, passando por granodioritos
moscovítico-biotíticos, até atingir os valores mais elevados em granitóides com
biotite, moscovite e aluminossilicatos (andaluzite ou silimanite). Estas variações na
composição da biotite reflectem não só as condições de cristalização do magma
(influência da actividade do Al, a qual aumenta em direcção a composições mais
félsicas do magma) como também a variação da sua composição química no
decurso da diferenciação.
Também a presença de Ti e Fe 3+ na biotite constitui um indicador das
condições de temperatura de cristalização e de /O2, estando indirectamente
relacionada com a paragénese da biotite. A entrada de Ti na estrutura da biotite é
46

favorecida pelo aumento da temperatura, observando-se os valores mais elevados
nas paragéneses com piroxena, diminuindo em relação às associações com
moscovite e/ou aluminossilicatos. Fe 3+ parece aumentar na mesma direcção,
apesar da tendência para uma diminuição do total de iões em posição octaédrica na
qual Fe 3+ está incluído.
Trabalhos experimentais de RUTHERFORD (1973), efectuados à pressão de
água de 2kbar sobre biotites desprovidas de Mg e inseridas numa paragénese com
magnetite, mostraram que a substituição do Al no lugar de iões bivalentes e de Si
aumenta o campo de estabilidade de biotites ferríferas, tornando-as mais estáveis a
temperaturas e /O2 mais elevadas relativamente à anite pura.
III.1.2.1.4 - Biotites dos granitos de duas micas de Cabeceiras de Basto
As biotites constituem uma das fases minerais sempre presentes e das mais
sensíveis aos processos de alteração deutérica que afectaram na globalidade os
granitos do maciço de Cabeceiras de Basto, e, particularmente ao fenómeno de
moscovitização. Deste modo, é de todo o interesse efectuar-se o seu estudo não só
para a dedução das condições primárias de cristalização como das que presidiram à
sua alteração. Por esse motivo houve necessidade de tratar em primeiro lugar as
biotites mais sãs, seguindo-se algumas considerações sobre as características das
biotites moscovitizadas.
Apesar de os pontos escolhidos em cada cristal com vista à análise química à
microssonda electrónica terem sido cuidadosamente seleccionados com base em
critérios petrográficos, isto é, incidindo no núcleo de biotites opticamente sãs ( a
escolha de pontos próximos da periferia teve por objectivo testar possíveis
zonamentos na composição), algumas das análises revelaram mesmo assim os
efeitos de um início de moscovitização.
Nos anexos II e III apresenta-se a composição química e fórmulas estruturais
respectivamente de biotites sãs e com indícios de moscovitização.
III.1.2.1.4.1 - Características químicas e estruturais das biotites primárias
Seleccionaram-se as composições de biotites cujas análises correspondem ao
núcleo dos cristais. O grau de frescura foi atestado com base nas percentagens
ponderais de K20 e Ti02, respectivamente superiores a 8% e 2% (NACHIT et ai.,
1985; RAZAFIMAHEFA, 1987).
47

No quadro 111.1 encontram-se as composições químicas e respectivas fórmulas
estruturais de biotites seleccionadas entre as três séries de granitos de duas micas
da área em estudo.
Observa-se na globalidade uma sobreposição das composições das biotites
dos três grupos de granitos. Contudo, é possível a detecção de ligeiras diferenças
entre as biotites dos três grupos, designadamente em relação a Al, Mg, Ti, Fe 2+ t e
K. No quadro III.2 apresenta-se a variação e a média aritmética de determinados
óxidos, catiões e parâmetros que parecem mais significativos para a ilustração
dessas diferenças. Al lv é sensivelmente mais elevado em G'm, AI VI é semelhante
nas biotites de G'f e G'm mas mais baixo em G'g, Mg é significativamente mais
elevado em G'g do que nos outros dois grupos, sendo XMg semelhante em G'f e G'g
e inferior em G'm, Ti é mais importante nas biotites de G'f, Fe 2 * t é mais abundante
nas biotites de G'm e G'g, e K apresenta valores semelhantes em G'f e G'g e
inferiores no grupo G'm . A diversidade na distribuição das abundâncias relativas
dos catiões e dos parâmetros acima referidos nas biotites dos três grupos de
granitos pode constituir uma indicação de que se tratam de séries independentes.
Obtiveram-se análises complementares de Li em concentrados de biotite de nove
amostras, de entre os três grupos de granitos (os dados encontram-se no quadro
do anexo II e quadro III.2), tendo-se verificado os teores mais elevados no grupo G'f
de grão fino (2370 - 3890 ppm), seguindo-se as biotites do granito de grão
grosseiro, G'g (1160 - 1520 ppm) e teores relativamente inferiores nas biotites do
granito de grão médio, G'm (780 -1360 ppm). Esta distribuição está de acordo com
a observada em rocha total na fácies de grão fino (G'f) no interior da qual os teores
mais elevados em Li correspondem às amostras mais sãs e menos evoluídas,
diminuindo progressivamente no decurso da evolução. Pode-se assim admitir que
no grupo G'f a biotite é a principal fase concentradora de Li, uma vez que a biotite
diminui naturalmente durante a diferenciação magmática. Pelo contrário, nos
grupos G'm e G'g observa-se uma tendência para o enriquecimento de Li durante a
evolução, fazendo supor outro mineral hospedeiro do Li para além da biotite.
48

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As fórmulas estruturais das biotites em cada grupo de granitos de duas micas
de Cabeceiras de Basto com base nos valores extremos do número de catiões são
as seguintes:
G'f:
( Ca 0.00-0.01 Na 0.00-0.04 K 1.85-1.99)l.87-2.03 ( M 9l.00-1.32 Fe 2.70-3.21 Mn 0.03-0.05 Ti 0.24-
0.36 Al 0.86-1.25)5.25-5.54 ( AI 2.21-2.58 Si 5.42-5.79)8 °20 (0 H . F )4
G'm:
(Cao.oO-0.01 Na 0.01-0.07 K 1.62-1.97)l .66-1.99, ( M 9l.01-1.35 Fe 2.88-3.20 Mn 0.03-0.06 Ti 0.18-
0.34 AI 0.86-1.17)5.37-5.75 ( AI 2.43-2.64 Si 5.36-5.57)8 °20 ( 0H > F )4
G'g:
( Ca 0.00-0.04 Na 0.00-0.05 K 1.75-1 98)l .79-2.06 ( M 9l.02-1.49 Fe 2.79-3.16 Mn 0.02-0.06 Ti 0.22-
0.39 Al 0.82-1.18)5.37-5.64 ( AI 2.34-2.6oS'5.40-5.67)8 °20 ( 0H > F )4
BAILEY (1984) sugeriu para uma biotite ideal a seguinte fórmula estrutural: K2
(Mg 1.2-3.6 Fe 4.8-2.4) (S'6 Al 2 ) O20 (OH. F )2 Comparando esta fórmula com as das
biotites dos granitos de duas micas de Cabeceiras de Basto verifica-se de imediato
diferenças relacionadas com a presença de outros catiões em posição octaédrica,
nomeadamente Al e Ti, assim como alguma deficiência no total de iões em posição
interfoliar e octaédrica.
Tentou-se estabelecer uma comparação entre a composição e respectivas
fórmulas estruturais das biotites das amostras menos e mais evoluídas dentro de
cada grupo, observando-se na generalidade um aumento em Si e AI VI
acompanhado de uma diminuição em Mg, Ti, Fe 2 " 1 " t, AI IV e XMg (Mg/Mg+Fe) desde
as amostras menos evoluídas para as mais evoluídas. Entre o conjunto de análises
seleccionaram-se duas de cada grupo de granitos, correspondentes
respectivamente a uma amostra menos evoluída e uma mais evoluída, para
figurarem no quadro III.3 ilustrando a variação observada.
Nas biotites das amostras mais evoluídas observam-se sempre valores mais
elevados de AI VI e um grau mais baixo de ocupação octaédrica , o que constitui
duas das condições que sugerem uma contribuição dioctaédrica. Uma outra
51

condição diz respeito à diminuição de catiões bivalentes, que no presente estudo é
mais evidente na diminuição de Mg.
Para testar uma eventual zonalidade da biotite fizeram-se determinações da
composição no núcleo e na periferia de alguns grãos. Apesar de o zonamento não
ser muito acentuado obtiveram-se no núcleo valores ligeiramente mais elevados de
AI IV , Ti, Fe 2+ t e XFe e mais baixos de Si, XMg assim como da razão AI VI / AI IV .
Seleccionaram-se duas análises que incidiram no núcleo e na periferia de uma
biotite de uma das fácies graníticas em estudo (utilizou-se para exemplo uma biotite
da fácies de grão fino, G'f) para ilustrarem esta variação (quadro 111.4).
Quadro 111.3 - Comparação entre a composição de biotites de amostras menos e mais evoluídas
em cada grupo de granitos em estudo.
Gf G m Gg
16/d 84/d 90/b 69/f 13/c 34/e
% peso
Si02 34,73 35,84 34,37 35,76 35,30 35,92
Ti02 3,07 2,85 2,45 2,42 2,22 2,01
AI203 18,91 18,57 19,20 19,57 18,38 19,50
FeOT 22,36 22,14 22,73 22,21 22,96 22,40
MnO 0,22 0,24 0,34 0,38 0,22 0,38
MgO 5,42 4,78 4,71 4,38 6,40 4,49
CaO 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00
Na20 0,06 0,07 0,11 0,07 0,08 0,02
K20 9,52 9,56 9,32 9,95 9,02 9,49
Total 94,29 94,07 93,23 94,74 94,58 94,21
Si 5,434 5,593 5,450 5,556 5,499 5,598
Al IV 2,566 2,407 2,550 2,444 2,501 2,402
AIVI 0,921 1,009 1,038 1,140 0,873 1,180
Ti 0,361 0,334 0,292 0,283 0,260 0,236
Fe2t 2,926 2,889 3,014 2,886 2,991 2,920
Mn 0,029 0,032 0,046 0,050 0,029 0,050
Mg 1,264 1,112 1,113 1,014 1,486 1,043
Ca 0,000 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000
Na 0,018 0,021 0,034 0,021 0,024 0,006
K 1,900 1,903 1,885 1,972 1,792 1,887
XMg 0,302 0,212 0,270 0,260 0,332 0,263
XFe 0,698 0,788 0,730 0,740 0,668 0,737
Total de catiões
15,420 15,304 15,423 15,366 15,456 15,322
52

Quadro III.4 - Exemplo para comparação entre a composição de uma biotite no núcleo e na
periferia de um mesmo cristal.
1 - Diagrama AI IV = / (Al v, +2+2Ti)
Substituição fengítica inversa
2/0 2/n
núcleo periferia
% peso
Si02 36,32 37,96
TÍ02 2,43 2,34
AI203 20,03 20,41
FeOt 22,89 21,55
MnO 0,23 0,29
MgO 4,60 4,16
CaO 0,00 0,00
Na20 0,06 0,05
K20 9,50 9,70
Total 96,09 96,46
Si 5,546 5,711
Al IV 2,454 2,289
Al total 3,605 3,619
Al VI 1,150 1,330
Ti 0,279 0,265
Fe2t 2,923 2,711
Mn 0,030 0,037
Mg 1,047 0,933
Y 5,433 5,276
Ca 0,000 0,000
Na 0,018 0,015
K 1,851 1,862
X 1,868 1,876
XMg 0,264 0,256
XFe 0,736 0,744
Al VI/AI IV 0,469 0,581
RUTHERFORD (1973) e HEWITT & WONES (1975) encontraram para a
substituição do Al em biotites ferríferas sintetizadas o seguinte valor máximo:
K2 (Fe4i5 Al1>5) (Al3i5 Si4>5) O20 (OH)4
Estes valores correspondem a uma substituição fengítica "inversa", pela qual
A|IV=A|VI + 2.
Num diagrama associando AI IV e Al vl +2+2Ti (FRIEDRICH, 1984) as
substituições fengíticas inversas são representadas pela recta bissectriz do
diagrama, ao longo da qual se verifica aquela igualdade.
53

Fazendo representar as biotites do complexo de Cabeceiras de Basto neste
diagrama, a sua projecção localiza­se abaixo da recta de declive unitário.
O parâmetro Al vl +2+2Ti é superior a AI IV e ao valor imposto apenas por uma
substituição fengítica, pondo em evidência a importância da substituição (AI VI =R 2+ )
e (Al vl =Fe 3+ ) (FRIEDRICH, 1984). Assim, a tendência do conjunto dos pontos
aponta para um aumento de AI VI e consequente aumento da substituição
2AI 3+ «­»3Fe 2+ , Mg 2+ , contribuindo para a criação de lacunas em posição octaédrica
(figura III.2).
AIIV
2,8
2,6
2,4
2,2 r
3 3,2
** ■ * ^ A »
• G'f
A G'm
■ G'g
3,4 3,6 3,8 4
AI VI + 2+2TÎ
Figura. III.2 ­ Substituição fengítica "inversa" na biotite: diagrama AI IV em função de Al vl +2+2Ti.
FRIEDRICH (1984) estudou a variação do AI VI em biotites aluminosas em
diversas fácies do maciço granítico hercínico de St. Sylvestre (NW do Maciço
Central Francês), desde uma associação biotite+silimanite, passando por
biotite+moscovite até uma associação de moscovite dominante, tendo encontrado
valores sucessivamente crescentes de AI VI , respectivamente: 0.80­1.05, 1.00­1.55
e 1.90­2.20 (para 20 oxigénios). No caso da associação com moscovite dominante
são mesmo ultrapassados os valores máximos sugeridos experimentalmente por
RUTHERFORD (1973) e HEWITT & WONES (1975) para biotites ferríferas.
O problema do excesso de AI VI relativamente ao requerido por uma
substituição fengítica ("inversa") para contrabalançar o AI IV tem sido discutido por
diversos autores, nomeadamente GUIDOTTI (1984) que apresenta uma exposição
54

deste problema relativamente a biotites de rochas metamórficas pelíticas, chamando
a atenção para a dificuldade em se conhecer claramente a origem desse excesso,
assim como da ocorrência das complexas substituições a nível das quatro posições
estruturais da biotite, que provocam desvios da composição quer no interior quer
para o exterior do "plano ideal da biotite". Para este autor, o excesso em AI VI está
possivelmente envolvido com a criação de posições vagas {e.g. 2AI=3R 2+ + D) e
consequentemente com o desvio da composição em direcção às micas
dioctaédricas.
2 ­ Diagrama Al ,v = /(Y)
Para as biotites sãs dos três grupos de granitos verifica­se uma correlação
positiva entre os valores de AI IV e o total de iões em posição octaédrica (figura III.3).
Esta observação permite concluir que as biotites menos evoluídas (menos
siliciosas) possuem por sua vez um maior grau de ocupação de catiões em posição
ocatédrica.
AIIV
2,6
2,4
•
• ■
2,2 • • • G'f
à. G'm
À
■ G'g
2
; 5 5,2 5,4 5,6 5,8
Figura. III.3 ­ Diagrama AI VI em função do somatório dos iões em posição octaédrica.
3 ­ Diagrama XFe= / (AI VI )
XFe (Fe / Fe+Mg) apresenta uma pequena variação correlacionada
positivamente com Al vl (figura III.4). Como XFe representa um parâmetro de
Y
55

diferenciação, pode­se concluir que se dá um aumento de Al em posição octaédrica
no decurso da evolução magmática.
XFeO,7
0,8 • G'f
A G'm
0,6
A " A A / A ­ #
1 ^
0,7 0,9 1,1
Figura. III.4 ­ Diagrama XFe em função de Al vl .
Al VI
•
■ G'g
4 ­ Diagrama Alt= / (AI V, /AI ,V )
Observa­se uma boa correlação positiva entre o Al total e a razão entre Al Vl e
AI IV , sendo a evolução descrita pelo enriquecimento quer em AI VI quer em Al total
(figura III.5). TURPIN (1984) identificou uma evolução das composições das biotites
em granitos do Maciço de St. Sylvestre (França) um enriquecimento em AI VI e Al
total sugerindo que o pólo último dessa evolução seria a moscovite. Nas biotites dos
granitos de Cabeceiras de Basto verifica­se uma tendência semelhante às biotites
estudadas por aquele autor, isto é, uma tendência evolutiva das biotites claramente
caracterizada por um aumento simultâneo de Al em posição octaédrica e Al total.
Apesar da sobreposição das composições das biotites dos três maciços neste
diagrama é possível salientar um maior enriquecimento em Al total nas biotites da
fácies de grão médio, G'm.
1,3
56

Alt
3,8
3,6
3,4 ­
3,2
AA
if*''-
■
■
•
0,2 0,3 0,4 0,5
•
Al VI/ Al IV
Figura. III.5 ­ Diagrama Al total em função da razão (AI VI /AI IV ).
• G'f
A G'm
■ G'g
Variações na composição e na fórmula estrutural da biotite reflectindo um
processo evolutivo, num contexto de rochas graníticas hercínicas do Norte de
Portugal, têm sido descritas por diversos autores. ALBUQUERQUE (1973) observou
variações na composição de biotites de rochas graníticas de uma série
calcoalcalina, traduzidas por um decréscimo da ocupação octaédrica e de um
aumento de Al lv e de catiões trivalentes em posição octaédrica (AI VI , Fe 3+ ) em
direcção às rochas mais félsicas. NEIVA (1973) descreve um aumento de Al, Fe 3+ e
Fe total, assim como um decréscimo de Ti, Mg e Ca, nas biotites de duas séries
graníticas de diferenciação. NEIVA (1985) chama a atenção para o papel
fundamental do log f02 na composição da biotite no decurso da diferenciação
magmática, tendo verificado que as leis de distribuição dos elementos são
respeitadas se o decréscimo de log f02 fôr o factor que mais afecta essa
distribuição. No entanto, se log /02 se mantiver constante ou aumentar no decurso
da diferenciação poder­se­á assistir a uma diminuição em Fe 2+ , XFe e aumento de
Mg. DIAS (1987) reconheceu uma variação na composição das biotites
caracterizada por uma diminuição de Mg, XMg e aumento do carácter dioctaédrico
(aumento de catiões octaédricos trivalentes com diminuição de catiões bivalentes)
dos termos menos evoluídos para os mais evoluídos.
•
0,6
57

III.1.2.1.4.2 - Breve caracterização das biotites em vias de moscovitização
No quadro III.5 seleccionaram-se quatro análises de biotites para cada grupo
de granitos em estudo, cuja composição revela importantes diferenças quando
comparadas com as composições das biotites acima descritas, indicando o início de
um processo de moscovitização.
As principais diferenças observadas nas biotites em vias de alteração dizem
respeito a um aumento em Si e AI VI , acompanhado de um rápido decréscimo em
Mg seguido de Ti, AI IV e Fe 2+ t. Para melhor evidenciar as modificações ocorridas na
composição da biotite em vias de moscovitização dão-se dois exemplos retirados
das fácies de grão fino e um da fácies de grão grosseiro. Para o efeito
seleccionaram-se duas biotites por amostra, uma primária e outra em vias de
alteração, (a) e (b), respectivamente, para figurarem no quadro III.6 em que se põe
em paralelo as diferenças composicionais.
III. 1.2.1.5 - Carácter aluminoso das biotites
Diagrama Alt= / (Mg)
NACHIT et ai. (1985) conceberam um diagrama com base na composição
química de biotites de maciços geologicamente bem conhecidos cuja tipologia se
enquadra inequivocamente em associações magmáticas do tipo alumino-potássico,
calco-alcalino, subalcalino, alcalino e peralcalino. Os autores verificaram que das
várias relações exprimindo as substituições entre Al, Mg e Fe a mais discriminante é
a que opõe o número de catiões Mg e Al total da fórmula estrutural, para 22 átomos
de oxigénio, e que o diagrama Al total = / (Mg) é particularmente interessante para
os termos mais evoluídos em que a biotite apesar de pouco abundante apresenta
um importante significado petrogenético.
58

0)
-o
to
CO
o
CO
CD
■a
CD
■o
en
8.
'o
CO
E
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o CN 00 CO O *-

Quadro III.6 - Comparação entre a composição de biotites sãs(a) e em vias de moscovitização(b).
G'f 0'fl
2/d 2/b 84/d 84/b 34/c 34/a
% peão (ai Ib) la) (b) (ai (bl
Si02 36,98 37,08 36,84 36,32 36.39 36,88
TÍ02 2,80 2,14 2,86 2,38 2,37 2.14
AI203 19,63 19,41 18,67 18,88 19,37 20,29
FeOt 21,92 20.94 22,14 21,78 22,74 21,71
MnO 0,19 0,28 0,24 0,31 0,43 0,46
MgO 4,46 4,21 4,78 4,16 4,44 4,20
CaO 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00
Na20 0,04 0,01 0,07 0,06 0,06 0,13
K20 9,66 10,01 9,66 9,97 9,72 9,64
Total 96,68 94,12 94,07 93.86 94,61 94,47
Si 6,642 6,740 6,693 6,680 6.628 6,661
Al IV 2,368 2,260 2,407 2.320 2,472 2,439
Al total 3,630 3,641 3,416 3,480 3,666 3,706
Al VI 1,172 1,282 1,009 1,160 1.094 1,267
Ti 0,321 0,249 0,334 0,280 0,278 0,249
Fe2 2,797 2,711 2.889 2,848 2,971 2,814
Mn 0,026 0,037 0,032 0,041 0,067 0,063
Mg 1,012 0,972 1,112 0,968 1,034 0,970
Y 6,327 6,260 6,376 6,297 6,434 6,364
Ca 0,000 0,000 0,003 0,000 0,000 0,000
Na 0,012 0,003 0,021 0,018 0,016 0,039
K 1,869 1,977 1,903 1,989 1,937 1,908
X 1,871 1,980 1,928 2,007 1,962 1,946
XMg 0,266 0,284 0,278 0,264 0,268 0,266
XF« 0,734 0,736 0,722 0.746 0,742 0,744
Utilizou-se este diagrama no estudo das biotites do complexo granítico de duas
micas de Cabeceiras de Basto, tendo-se verificado que as biotites dos três grupos
se distribuem pelo domínio alumino-potássico, mais precisamente na secção das
biotites associadas à moscovite (figura III.6). Esta secção é caracterizada por
biotites com teores em Al total elevados e mais ferríferas. Dados experimentais
(ROBERT, 1981) mostraram que a incorporação de Al na rede de uma mica
trioctaédrica é função principalmente do seu teor em Fe e Mg e da temperatura,
sendo essa substituição mais importante quanto mais baixa for a temperatura e mais
ferrífera a composição inicial. Como estes dois parâmetros evoluem
simultaneamente nos processos de cristalização fraccionada, numa mesma
60

associação mineralógica as composições das biotites evoluem aproximadamente
segundo uma direcção paralela a AC.
Í..0
3.5
3.0
/s A Al, , .
total
2.0­
^
• 61
A G'm
■ G'o
û G'm mb
Figura. III.6 ­ Posicionamento das biotites dos três grupos de granitos de duas micas em estudo,
no diagrama Al total em função de Mg (NACHIT et ai., 1985).
Os dois parâmetros, Al total e Mg, revelaram­se bastante adequados na
discriminação das biotites das amostras menos e mais evoluídas no seio de cada
grupo granítico. Na figura III.7 (a ­c) está representada a evolução das biotites por
amostra e em cada grupo. Na figura III.7 d) seleccionaram­se as biotites do grupo
de grão médio como exemplo para ilustrar a evolução desde as amostras menos
evoluídas (Mg mais elevado e Al mais baixo) até às mais evoluídas (cuja
composição se sobrepõe aos dois exemplos de biotites de amostras em que se
observou moscovitização da biotite) . No mesmo diagrama procedeu­se à
comparação entre as composições das biotites e de moscovites secundárias
claramente resultantes da alteração da biotite. Verifica­se que as moscovites
secundárias se situam na continuação da evolução das biotites, em direcção a
domínios de elevado Al total e baixo Mg.
61

III. 1.2.1.6-Conclusões
No seu conjunto as biotites dos três grupos de granitos em estudo projectamse
no domínio das biotites dos granitóides da série alumino-potássica, com teores
de Al total elevados, característicos das biotites associadas à moscovite .
A substituição Al vl =R 2+ tem um papel relevante no aumento de AI VI dos termos
menos evoluídos para os mais evoluídos e na consequente criação de lacunas a
nível das posições octaédricas.
Apesar de as composições das biotites dos três grupos de granitos serem
muito próximas, as pequenas diferenças observadas, sobretudo no que diz respeito
aos valores de Mg, Al, Ti, Fe e K, permitem admitir que cada maciço corresponda a
uma série independente, cuja evolução acrescida dos efeitos de alteração tardi e
pós -magmática, conduziram a uma convergência na respectiva composição.
Os teores em Li obtidos em biotites do grupo de grão fino, G'f, são claramente
superiores aos encontrados nas biotites de G'm e G'g. A sua comparação com os
teores em Li obtidos em rocha total sugere que as biotites sejam os principais
minerais portadores de Li na fácies G'f, enquanto que nos outros dois grupos o
enriquecimento em Li em rocha total parece ser secundário, isto é, dever-se
essencialmente aos efeitos de alteração deutérica.
Compararam-se os dados cristaloquímicos entre as biotites primárias e as
biotites em vias de moscovitização dos três grupos de granitos de duas micas de
Cabeceiras de Basto. Concluiu-se que as principais diferenças residem num valor
mais elevado em Si e AI VI e mais baixo em Mg, Ti, AI IV e Fe 2+ total nas biotites com
indícios de moscovitização, o que sugere que o processo de alteração possa ser um
dos responsáveis pelos elevados valores de AI VI que geralmente são de difícil
explicação.
62

4,0
3,8
Al t 3,6
3,4
4,0
3,8
Alt 3,6
3,4
0,2 0,6
0,2 0,6
My
Mg
K* *
•
• •
•
Q'f° + evol
• t
W ■ evol
4,0
3,8
Alt 3,6
1,0 1,4 0,2 0,6
B + evol
Q­g . ^
Wi ­ evol
■a ■ ■■
■
3,4
6,6
5
Alt
4,4
O O
O
3,8 v*v O
1.0 1,4 0 0,4 0,8
Mg
"* V V>
G'm A + evol A
1,0 1,4
A ­ evol 1
o Mo»o II
G'm • H m
4"» *àH*^,
Figura. III.7 ­ Evolução da composição da biotite no seio de cada um dos três grupos de granitos
em estudo, em termos de Al total em função de Mg.
a) ­ Evolução nos granitos de grão fino G'f); b) ­ evolução nos granitos de grão médio (G'm); c) ­
evolução nos granitos de grão grosseiro (G'g); d) ­ exemplo para as biotites dos granitos G'm,
mostrando a evolução desde biotites primárias em amostras menos evoluídas (­evol.) passando por
biotites primárias em amostras mais evoluídas (+evol.) e em vias de moscovitização (bi m)
culminando em moscovites secundárias (Mosc II).
Mg
i
1,2
A + evol
*
A
A - evol
63

Alguns dados cristaloquímicos dos dois tipos de biotites dos granitos de
Cabeceiras de Basto foram comparados com os obtidos nas biotites das três
associações mineralógicas de St. Sylvestre estudadas por FRIEDRICH (1984)
acima referidas. Da observação do quadro III.7 pode-se concluir que os dois tipos
de biotites do grupo G'f apresentam composições muito próximas da fácies de
biotite+moscovite de St. Sylvestre. No que diz respeito às biotites de G'm e G'g
distinguem-se claramente as biotites primárias com características intermédias entre
as fácies de biotite com silimanite e com moscovite, das biotites em vias de
moscovitização com características entre a fácies de biotite+moscovite e a fácies de
moscovite dominante. Para FRIEDRICH (1984) a evolução observada nas biotites
de St. Sylvestre (subida de Si, de XFe e de AI VI ) pode ser devida ao efeito de dois
processos: evolução no meio magmático de cristalização da biotite acompanhada
de reequilíbrios e transformações devidas à interacção fluido-sólido. Os
reequilíbrios parciais da biotite podem desenvolver-se em relação com a moscovite
de neoformação conduzindo ao aumento de Si, diminuição de AI IV , abaixamento
sensível do grau de ocupação octaédrica e uma ligeira subida de AI VI . Os dois
fenómenos são praticamente indissociáveis nas áreas mais diferenciadas do
maciço, sendo os reequilíbrios da biotite mais evidentes nos termos mais ricos em
moscovite que por sua vez são também os mais evoluídos num contexto de
diferenciação magmática.
As características cristaloquímicas das biotites dos granitos de Cabeceiras de
Basto apontam assim para a possível actuação dos dois processos: diferenciação
magmática, definida pela diminuição de Mg, XMg e do grau de ocupação octaédrica,
mantendo-se AI IV sensivelmente constante, seguida de reequilíbrios parciais
durante os processos de alteração deutérica traduzidos por um aumento de AI VI ,
Fet, e diminuição de AI IV .
64

Quadro 111.7 - Comparação entre a composição de biotites sãs e em vias de moscovitização dos
granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto e a composição de
biotites aluminosas do maciço de St. Sylvestre (França) estudadas por FRIEDRICH
(1984).
A - Biotite + Sillmanite B - Biotite + Moscovite
(FRIEDRICH. 19B4I
C - Moscovite dominante
Al IV 2,50 - 2.66 2,00 - 2,60 2.00 - 2,20
AIVI 0.80- 1,05 1,00- 1,55 1.90- 2,20
Al total 3,30 - 3,70 3,00- 4,15 3,90 - 4,40
XFo 0,60 - 0,70 0,70 - 0,82 0,85 - 0,90
Ti 0,35 - 0,40 0,20 - 0,36 0,16 - 0,20
Y 5,46 - 5,80 5,20 - 5,50 4,80- 5,00
Biotites dos granitos de Cabeceiras de Basto
Q'f G'm G'g
Biotites 1 Biotites II Biotites I Biotites II Biotites I Biotites II
Al IV 2,21 -2,66 2,23- 2,61 2,43 - 2,64 2,03 - 2,69 2,34-2,60 1,95-2,54
AIVI 0,86-1,25 1,05-1,49 0,86-1,17 0,96-1,73 0,82 - 1,18 1,15 - 1,90
Al total 3.28 - 3,61 3,48 - 3,91 3,46 - 3,66 3,49 - 3.91 3,30 - 3,58 3,58 - 3,89
XFe 0,69 - 0,74 0,72 - 0,79 0,68 - 0,74 0,78 - 0,91 0,66-0,75 0,74-0,93
Ti 0,24 - 0,36 0,24 -0,36 0,18-0,34 0,13-0,36 0,22-0,39 0,16-0,30
Y 5,25-5,54 5.16-5,47 6,37-6,75 5,10-5,55 5,37 - 5.64 4,86 - 5,41
III.1.2.2 - Condições de cristalização da biotite
111.1.2.2.1 - Estimativa de /02, T e /H20
Entre os factores físico-químicos que condicionam a composição da biotite
destacam-se como os mais importantes a temperatura, T, a fugacidade do oxigénio,
/02, e a fugacidade da água, /H20. A composição da biotite numa rocha ígnea
pode deste modo ser utilizada para estimar a fugacidade máxima do oxigénio, a
temperatura, a fugacidade mínima da água ou do hidrogénio, /H2, que presidiram à
sua cristalização.
Trabalhos experimentais, entre os quais se destacam os de WONES &
EUGSTER (1965) e RUTHERFORD (1973), mostraram que se a biotite estiver em
equilíbrio em associações tais como biotite+magnetite+feldspato alcalino,
biotite+moscovite+magnetite+aluminossilicato+quartzo ou biotite+magnetite+
+feldspato alcalino+leucite é possível determinar as condições de /H2-T ou /02-
65

H20-T, conhecendo um ou dois dos parâmetros através de uma técnica
independente. Assim, a /02 e a temperatura desempenham um papel crucial na
composição da biotite, permitindo utilizar este mineral como geotermómetro.
WONES & EUGSTER (1965) estimaram a composição de soluções sólidas de
biotite no sistema ternário: K Fe3 2+ Al Si3 O10 (OH)2 (anite) - K Mg3 Al Si3 O10 (OH)2
(flogopite) - K Fe3 3+ Al Si3 0-|2 (H_i) (oxibiotite, teórica), estáveis para uma
variedade de tampões de oxigénio.
3+
A entrada de Fe na rede da biotite e controlada por dois mecanismos
essenciais (WONES & EUGSTER, 1965; HEWITT & WONES, 1984):
2-
(1 ) Fé 2 * - OH"

A determinação das condições de formação das biotites a partir dos dados
experimentais de WONES & EUGSTER (1965) ,nos granitos em estudo, conduz a
valores aproximados. É indispensável ter presente as limitações que decorrem do
grande afastamento entre as condições experimentais e as naturais, como por
exemplo, entre a paragénese sintética (soluções sólidas teóricas anite-flogopite,
magnetite) e a paragénese natural, em particular a encontrada no presente estudo
(biotites ferríferas e aluminosas, ilmenite). Os factores que podem estar na base da
imperfeita estimativa das condições termodinâmicas de sistemas naturais a partir de
dados experimentais enquadram-se nos seguintes exemplos:
- grande diversidade de composição das biotites naturais;
- complexidade de substituições catiónicas e iónicas para além da substituição
em posição octaédrica Fe 2+ Mg 2+ Fe 3+ cujo efeito na estabilidade da
biotite não é totalmente conhecido;
- indisponibilidade de análises de Fe 3+ e OH" à microssonda ;
- teores em Fe 2+ e Fe 3+ obtidos a partir de análises de concentrados de
biotite, sendo praticamente impossível eliminar inclusões, grãos afectados por
eventual moscovitização e/ou cloritização ou detectar reequilíbrios durante os
fenómenos de alteração tardi a pós - magmáticos que poderão provocar a oxidação
de Fe 2+ em Fe 3+ .
Tendo em consideração as limitações apontadas utilizou-se mesmo assim os
dados experimentais de WONES & EUGSTER (1965) na estimativa das condições
de cristalização das biotites dos granitos de duas micas de Cabeceiras de Basto.
Pretende-se, por um lado, comparar entre si, pelo menos em termos relativos, as
características termodinâmicas dos três grupos de granitos e, por outro lado,
compará-las com as de granitos do Norte de Portugal nos quais foi aplicada a
mesma metodologia.
A projecção da média das composições das biotites de amostras dos três
grupos graníticos de que se dispôs da determinação em separado de Fe 2+ e Fe 3+
revelam condições relativas de /o2 entre as curvas dos tampões magnetite-hematite
e Ni-NiO (figura III.8) projectando-se a das biotites do grupo de grão fino mais
próximo do tampão Ni-NiO.
67

Figura. III.8 - Composição média das biotites dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto
no diagrama Fe 3+ -Fe 2+ -Mg de WONES & EUGSTER (1965). FeO analisado em
concentrados de biotite.
Uma estimativa quantitativa da /o2 foi obtida utilizando os dados experimentais
de WONES & EUGSTER (1965) para a biotite coexistente com magnetite e felspato
alcalino. Estes autores admitem como variável cristaloquímica a relação Fe/Fe+Mg
(XFe) e definiram as variações desta razão com /02 e temperatura (T). A
quantidade de Fe total incorporado na biotite decresce com o aumento de /O2
enquanto que XFe aumenta com o decréscimo da temperatura, T.
A composição média das biotites em estudo projectadas no plano /O2-T a
2070 bar aponta para temperaturas de cristalização compreendidas entre 650°C e
700 °C e fugacidades de oxigénio com pequena variação, entre 10 -15 - 6 e 10 -15 - 9
bar (figura III.9). De referir que se optou pelo valor de 2070 bar por este ser o valor
experimental mais elevado disponível, contudo inferior ao valor real que se estimou
para a região em função das condições de metamorfismo regional (3 a 4 kbar).
Utilizando estes dados com um objectivo simplesmente comparativo pelas razões já
apontadas, pode-se sugerir que o granito G'f ter-se-á formado a uma temperatura
superior à dos granitos G'm e G'g (respectivamente 700°C, 650°C e 660°C), sendo
/O2 ligeiramente inferior no granito G'm (10~ 15 - 9 ).
68

Figura. III.9 - Diagrama de estabilidade da biotite em função da fugacidade de oxigénio e da
temperatura à pressão total de 2070 bar (WONES & EUGSTER, 1965).
Posicionamento da composição das biotites em estudo em termos de XFe. FeÒ
analisado em concentrados de biotite.
Apesar de as temperaturas de cristalização se situarem entre valores
aceitáveis para o tipo de magma dos granitos em estudo verifica-se que as
composições médias da biotite no diagrama Fe 2+ - Fe 3+ - Mg se encontram próximas
do tampão Ni-NiO e entre este e o tampão magnetite-hematite, reflectindo
condições mais oxidantes do que as propostas por diversos autores para os
granitóides da série da ilmenite (e.g.TAKAHASHI et ai., 1980). Para os granitóides
desta série são sugeridas fugacidades próximas do tampão quartzo-faialitemagnetite
(QFM) ou entre este tampão e o Ni-NiO, e razões de Fe 3+ /Fe 3+ +Fe 2+
compreendidas entre 0 e 0.33. No presente estudo esta razão varia entre 0.1 e 0.29,
o que está de acordo com os granitóides da série da ilmenite. Uma das causas que
terá provocado a projecção das composições das biotites acima da composição
para o tampão Ni-NiO pode ser o estado de oxidação do ferro analisado,
designadamente a oxidação do Fe 2+ em Fe 3+ , não sendo possível nos
concentrados de biotite minimizar este efeito. Numa tentativa de obter uma melhor
estimativa de Fe 2+ utilizou-se o método de BRUYIN et ai. (1983) aplicando aos
dados da microssonda as equações sugeridas por estes autores para o cálculo de
FeO. As composições das biotites dos três grupos evoluem próxima e paralelamente
ao tampão QFM (figura 111.10).
69

3 +
Fe
(Oxibíotite)
• G'f
A G'm
■ G'g
Mg
(Flogopite)
Figura. 111.10 ­ Composições extremas das biotites dos granitos do complexo de Cabeceiras de
Basto no diagrama Fe 3+ ­ Fe 2+ ­ Mg de WONES & EUGSTER (1965). Domínio
das composições médias representado a tracejado. FeO calculado pelo método
deBRUYINefa/. (1983).
Utilizando o diagrama /02 ­ T de WONES & EUGSTER (1965) estimou­se a
temperatura de cristalização e a /O2 com base nos valores de XFe (figura III.11 ).
Para se poder ter uma noção da possível evolução da composição das biotites
dentro de cada grupo de granitos seleccionaram­se para cada caso duas amostras
de valores de XFe extremos, tendo­se obtido as seguintes gamas de temperaturas e
de f02 que se encontram no quadro III.8.
70

• 10
IN
O
^ >
O)
o
-20
PtotaL= 2070 bar
Sanidina +
Hematite+Ga's
40^-'
.-' Sanidína-t-
Magneti te + Ga's
500 700 900
T°C
Figura. 111.11 - Diagrama de estabilidade da biotite em função da fugacidade de oxigénio e da
temperatura à pressão total de 2070 bar (WONES & EUGSTER, 1965).
Posicionamento da composição das biotites em estudo em termos XFe. FeO
calculado pelo método de BRUYIN et ai. (1983).
Quadro III.8 - Dados estimados da temperatura de cristalização e da fugacidade de oxigénio das
biotites em estudo em função de XFe a partir do diagrama de estabilidade da biotite à
pressão total de 2070 bar de WONES & EUGSTER (1965).
G'f
XFe T(oC) f(02)
0,702 - 0,783 780- 785
G'm 0,661 -0,791 760 - 820
G'g 0,645 - 0,780 780 - 825
-16,6
10
-16,4
10
-14,3
10
As biotites do grupo de granito de grão fino, G'f, apresentam uma gama de
variação de XFe mais estreita e consequentemente mais homogénea do que as
biotites dos granitos G'm e G'g. Se se utilizarem as médias dos valores de XFe na
estimativa da temperatura e da /02i as biotites dos três grupos aparecem com
-16,0
10
-16,0
10
-16,6
10
II.-
71

valores muito próximos: XFe de 0.733, 0.715 e 0.705 respectivamente para G'f, G'm
e G'g, temperatura de cristalização de cerca de 785°C para G'f e ligeiramente
inferior para os outros dois grupos (cerca de 780°C) e /02 semelhante nos três
granitos, aproximadamente igual a 10 -16 - 5 para G'f e 10" 160 para G'm e G'g.
111.1.2.2.2 - Composição do fluido (em termos de fH20/fHF) em equilíbrio com a
biotite
Num processo de diferenciação magmática a evolução dos teores em flúor, F,
da biotite dependem da temperatura, da evolução da razão Mg/Fe e da evolução do
fluido em equilíbrio em termos de /H20//HF.
Quando a biotite se encontra em equilíbrio com uma fase fluida (OH, F) a
reacção de troca nessa biotite é analisada de acordo com o equilíbrio:
Biotite (OH) + HF = Biotite (F) + H20 (MUNOZ & LUDINGTON, 1974)
Assumindo que H20 e HF são componentes puros à pressão de 1 bar e
temperatura T e que existe miscibilidade ideal de F e OH na biotite, a constante de
equilíbrio para esta reacção, envolvendo a anite, a flogopite e a siderofilite, pode ser
determinada a partir da seguinte expressão:
log K = log (X Fbi/XoHbi) bi ss + log (/H2o//HF) fluid0
X representa a fracção molar dos componentes OH e F na solução sólida da
biotite (biss).
MUNOZ (1984) desenvolveu a seguinte equação para o cálculo de log K para
a mesma reacção, tendo em conta a constante de equilíbrio com a temperatura :
log K = 2100/T + 1.523 XMg + 0.416 XAn + 0.079 XSid
em que XMg, XAn e XSid representam as fracções molares respectivamente da
flogopite, anite e siderofilite, utilizando as expressões para a determinação das
fracções molares da siderofilite e da anite sugeridas por GUNOW et ai. (1980):
XSid = [(3-Si/Altotal)/1.75](1-XMg)
XAn = 1 - (XMg + XSid)
72

Com a informação obtida dos trabalhos experimentais juntamente com os
dados analíticos disponíveis referentes às biotites dos três grupos de granitos de
duas micas de Cabeceiras de Basto , obteve-se uma aproximação das condições
de equilíbrio das biotites com uma fase fluida.
Para estimar o log /(W/HF da fase fluida em equilíbrio com as biotites dos três
grupos de granitos partiu-se da razão F/F+OH por interpolação entre os dados
experimentais de MUNOZ & LUDINGTON (1974). Com as temperaturas estimadas
para o equilíbrio da biotite nos magmas graníticos em estudo e a razão F/F+OH foi
possível obter, mais uma vez por interpolação entre os dados experimentais para a
flogopite e a média entre a siderofilite e anite encontrados por aqueles autores,
valores muito próximos para log /H2O//HF, entre as curvas de log /H2O//HF de 4 e 5
para a flogopite e de 3 e 4 para a média siderofilite e anite.
Estimou-se igualmente o log /H2O//HF da fase fluida em equilíbrio com as
biotites a partir dos dados de F e OH calculados segundo o método de BRUYIN et
ai. (1983)
No quadro III.9 estão sintetizados os dados das características dos fluidos em
equilíbrio com as biotites dos três granitos em estudo, tendo-se encontrado o valor
de log (fH2o/fHF) de 3.50para os tês granitos a partir de concentrados de biotite
utilizando o método de MUNOZ & LUDINGTON (1974) e de 3.20, 3.32 e 3.27,
respectivamente para os granitos G'f, G'm e G'g, a partir de dados calculados pelo
método de BRUYIN et al. (1983) aplicando a equação de MUNOZ (1984).
Quadro III.9 - Características dos fluidos em equilíbrio com as biotites, estimadas a partir do
método de MUNOZ & LUDINGTON (1974).
a)
b)
G'f
G'm
G'g
G'f
G'm
G'g
T(oC) Xflog Xsid Xanite XF/XOH log fH20/fHF log fH20
700
650
660
785
780
780
0,269
0,264
0,296
0,197
0,216
0,226
0,579
0,611
0,567
0,654
0,654
0,629
0,152
0,125
0,137
0,149
0,130
0,146
a) FeO analisado em concentrados de biotite; b) FeO calculado pelo método de BRUYIN et al.
(1983).
0,15
0,19
0,20
0,16
0,13
0,15
3,50
3,50
3,50
3,20
3,32
3,27
3,41
3,40
3,39
2,80
3,02
2,99
73

WONES & EUGSTER (1965) propuseram as seguintes equações para o
cálculo de log /H2 e log /H20 para associações em que a biotite coexiste com
sanidina e magnetite:
log/H2=-9341+4212 (1-X1) 2 /T+ logX-, + 11,05
log /H20= (3428-4212 (1-X-j) 2 )/T + log X1 + 1/2 log /02 + 8,23 -
- log aKAISi308 - log aFe304
X1 é a fracção molar de KFe3AISÍ3O10 (OH)2 (anite) na biotite (podendo ser
assumida como equivalente à razão Fe/Fe+Mg para associações tamponadas por
NiNO e Fe2Si04-Fe304-Si02) e a«Aisi308 e aFe304 são respectivamente as actividades
da sanidina e da magnetite nas diversas fases minerais.
Assumindo condições ideais em que a^isi:*» e aFe304 são próximas da unidade
obtiveram-se valores de log /H2O semelhantes para os três grupos de granitos: 2.80,
3. 02 e 2.99 respectivamente para G'f, G'rn e G'g.
As determinações de log /H2 são respectivamente de 1.80, 1.70 e 1.68 nos
granitos G'f, G'rn e G'g.
Citam-se alguns exemplos de condições de cristalização de magmas graníticos
do Norte de Portugal estimados com base em dados experimentais:
ALBUQUERQUE (1973) projectou biotites de granitóides de uma série
calcoalcalina com ilmenite (região de Aregos) no diagrama Fe 2+ - Fe 3+ - Mg cuja
composição é próxima do tampão faialite-magnetite-quartzo, tendo estimado uma
/02 durante a cristalização do magma da ordem de 10 -16 a 10 -18 bar, inferida a
partir de uma temperatura de cristalização de 680°C.
NEIVA (1983) assumindo uma temperatura de cristalização de 700° C estimou
uma /o2 de 10 -17 - 3 e 10" 17 - 1 respectivamente a partir de biotites de um granito de
grão fino e de um granito de grão médio porfiróide, ambos moscovítico-biotíticos, da
Serra do Alvão. Os fluidos em equilíbrio com as referidas biotites apresentam log
(/H2O//HF) respectivamente 3.15 e 3.25.
74

DIAS (1987) estimou temperaturas de cristalização das biotites entre 700° C e
760° C e log /o2 entre -15.0 e -15.8 para os granitos de duas micas da região de
Ponte de Lima e log (/H2O//HF) entre 3.3 e 3.8 para os respectivos fluidos em
equilíbrio.
NEIVA & GOMES (1991) estimaram para os granitos sintectónicos de duas
micas da região de Vila Pouca de Aguiar uma temperatura de cristalização de 690°C
com base em trabalhos experimentais sobre o efeito do F no sistema Q-Ab-Or com
excesso de água a 1Kbar (MANNING, 1981), }o2 entre 10" 18 e IO' 17 bar e log
(/HW/HF) dos fluidos em equilíbrio com a biotite compreendidos entre 3.5 e 3.8.
III.1.2.3- Conclusões
Informações sobre as condições de cristalização das biotites do complexo
granítico de Cabeceiras de Basto foram obtidas com base em métodos
experimentais disponíveis, que apesar de distanciados das condições reais
permitiram uma estimativa da temperatura de cristalização e de /o2 das biotites
assim como do log (/H2O//HF) do fluido em equilíbrio.
Verificou-se que os cálculos dos parâmetros termodinâmicos partindo dos
dados de FeO analisados em concentrados de biotite são sensivelmente diferentes
daqueles baseados em métodos estatísticos aplicados aos dados da microssonda.
Esta discrepância foi atribuída à impossibilidade de se seleccionarem nos
concentrados os grãos menos afectados por fenómenos de oxidação do Fe 2+ num
estádio magmático tardio. Os resultados obtidos pelo segundo método parecem ser
mais adequados às condições de /o2 {i.e., próximas do tampão QFM) previstas para
as biotites de granitos tipo "S" e com ilmenite, característicos do contexto em que se
enquadram os granitos em estudo. Contudo, a temperatura de cristalização
estimada directamente com base nos dados experimentais e nos teores em FeO
calculados resultou sobrestimada relativamente à encontrada na literatura para
granitos deste tipo, reflectindo um desfazamento entre os métodos experimentais e
as verdadeiras condições de cristalização.
Se se tiver em conta a conjugação de vários factores tais como: a paragénese
dos granitos em estudo, o seu avançado grau de evolução e o papel assumido
pelos voláteis (notar que os teores de F nestes granitos variam desde 0.08% a
75

0.30%) associados por sua vez a valores de f02 relativamente baixos, entre 10 -16 - 5
e 10" 160 , poder-se-ão admitir temperaturas de cristalização inferiores às estimadas
a partir dos trabalhos experimentais e que no presente caso se situarão entre 650°C
e 700°C.
Utilizando os dados apenas com fins comparativos conclui-se que as biotites
dos três grupos de granitos da área em estudo apresentam temperaturas de
cristalização e /o2 muito aproximadas, notando-se uma tendência para uma
temperatura ligeiramente superior e /o2 um pouco inferior para o grupo de grão fino,
G'f.
Quanto à composição do fluido em equilíbrio com as biotites em termos de log
(/H20//HF) os valores calculados são semelhantes nos grupos G'm e G'g e
levemente mais baixos nos fluidos em equilíbrio com as biotites do grupo de grão
fino, G'f. No seu conjunto estes fluidos assemelham-se aos descritos por NEIVA
(1983) relativamente a granitos moscovítico-biotíticos que ocorrem no limite oeste
da Serra do Alvão.
111.1.3 - MICAS DIOCTAÉDRICAS: MOSCOVITE
Entre as micas dioctaédricas a moscovite é das micas mais comuns e ocorre
num largo espectro de condições geológicas. No entanto, existem limitações quanto
à sua estabilidade, sobretudo devido ao alto teor em alumínio. Daí, o grande
interesse em se efectuar o seu estudo químico e estrutural com o objectivo de
melhor precisar as suas condições de cristalização para que possam ser utilizadas
no estudo petrogenético dos granitos de duas micas. Segundo YODER & EUGSTER
(1955) os granitos com moscovite são geralmente os que contêm dois feldspatos:
feldspato potássico e plagioclase como duas fases distintas. Tal como a biotite,
estes minerais são dos mais vulneráveis relativamente às alterações tardi- a pósmagmáticas,
designadamente quanto à sua parcial transformação em moscovite.
A presença de moscovite primária num granito é o sinal de uma composição
peraluminosa do magma inicial a qual se traduz por uma relação
Al203/CaO+Na20+K20 molar, A/CNK, superior a 1.1. Também a existência de
corindo normativo no granito reflecte a importância da moscovite na caracterização
de uma composição peraluminosa.
76

O carácter peraluminoso diz respeito não só às rochas em cuja composição
mineralógica se inclui a moscovite, como também permite inferir sobre uma
composição peraluminosa do magma que lhes deu origem, sobretudo se coexistir
com outros minerais peraluminosos (e.g. uma biotite aluminosa).
A origem da moscovite nas rochas plutónicas tem servido de tema a inúmeras
discussões com vista a uma melhor definição de critérios que permitam esclarecer
se a moscovite faz parte da paragénese magmática ou se será total ou parcialmente
um mineral secundário, sendo exemplos os trabalhos de ANDERSON et ai. (1980),
ANDERSON & ROWLEY (1981), MILLER étal. (1981), CHAROY (1986), SEVIGNY
étal. (1989).
Vários têm sido os autores portugueses que se ocuparam com o estudo de
micas brancas, nomeadamente da moscovite, e das suas condições físico-químicas
de formação. Referir-se-ão somente alguns dos trabalhos que se consideraram mais
significativos e que dizem respeito a granitos do Norte de Portugal.
ALBUQUERQUE (1975) apresenta, juntamente com dados de composição
química, dados experimentais sobre o cálculo de coeficientes de distribuição de
elementos menores (Cs e Rb) entre pares de minerais coexistentes em rochas
graníticas, designadamente entre feldspato potássico e moscovite, da região de
Aregos, cuja constância de valores permite inferir uma situação de equilíbrio. Este
facto, associado a teores relativamente elevados de Cr e V e relativamente baixos
em Rb e Cs na moscovite, permitem sugerir uma origem primária para a moscovite.
A variação de determinados elementos maiores e menores (e.g. Mg, Fe 2+ , F,
CI, etc.) assim como das razões entre elementos (e.g. Fe 2+ /Mg) têm permitido
estabelecer séries de diferenciação entre os granitóides (NEIVA, 1973, NEIVA,
1983, NEIVA & GOMES, 1991) e correlacionar os granitóides com mineralizações,
e.g., Sn-W (NEIVA, 1982 ), Sn (NEIVA, 1984) e Au (NEIVA et ai., 1990).
DIAS (1987) distinguiu moscovites primárias e secundárias em três maciços de
granitóides hercínicos da região de Ponte de Lima (Minho) e, a partir do seu estudo
cristaloquímico, pôs por um lado em evidência diferenças composicionais
significativas nas moscovites primárias de três maciços (moscovites dos granitos de
77

Sto. Ovídio mais enriquecidas em Fet, Mg e empobrecidas em Al total e AI IV em
relação aos maciços de Arga e Nora e moscovites do maciço de Arga mais
empobrecidas em Si e Ti do que nos outros dois maciços) e, por outro, a
caracterização das moscovites secundárias dos maciços de Sto. Ovídio e Arga,
onde a actuação de fenómenos de alteração tardi- a pós- magmáticos foi mais
acentuada, e cujas composições correspondem a diferentes termos no sistema
moscovite-celadonite-paragonite.
No presente capítulo pretende-se apresentar um estudo das características
geoquímicas e estruturais das micas brancas dos granitos peraluminosos da região
de Cabeceiras de Basto, que permitam, na medida do possível, confirmar as
observações petrográficas quanto às diferentes gerações já previamente
estabelecidas no capítulo dedicado à petrografia, com base em argumentos
texturais seguindo a metodologia de alguns autores, e.g., MILLER et al. (1981),
FERRY (1985) eMONIERef al. (1984).
Para uma melhor clarificação da abordagem adoptada no estudo das micas
brancas apresentar-se-ão em primeiro lugar algumas características
cristaloquímicas das micas dioctaédricas.
III.1.3.1 - Abordagem cristaloquímica
III.1.3.1.1 - Substituição fengítica
A moscovite, celadonite e paragonite constituem três composições puras de
micas brancas dioctaédricas, que teoricamente apresentam a seguinte constituição:
Moscovite K(Si3AI)AI2O10 (OH)2
Celadonite K (Si4) (AIR2 ) O10 (OH)2, sendo R 2+ = Mg 2+ , Fe 2+
Paragonite Na (Si3AI) Al2 O10 (OH)2
Entre estes três poios teóricos verifica-se uma solução sólida entre a
moscovite e a celadonite (fengites) enquanto que entre a moscovite e a paragonite é
possível uma série descontínua. Assim, as micas brancas (não litiníferas) são
geralmente descritas como soluções sólidas entre o polo moscovite e o polo
celadonite, respectivamente:
78

K(AI2 D ) (Si3AI) O10 (0H)2
K(AIR 2+ □ ) Si4 O10 (0H)2
em que D é uma posição octaédrica vaga.
Estas micas são consideradas como fazendo parte da série fengítica cujo
mecanismo de substituição que permite descrever esta série pode ser representado
através da expressão
A|Vi|A|iv^(R2+)VijSiiv (1)
Na estrutura da moscovite uma parte do AI IV (trivalente) encontra­se
substituído por átomos de Si (tetravalente) produzindo um excesso de carga.
Na solução sólida entre os pólos puros moscovite­celadonite, a compensação
do excesso de carga na posição tetraédrica (Al 3+ Si 4+ ) para restabelecer a
neutralidade eléctrica é feita pela substituição nas posições octaédricas de um
catião trivalente por um catião bivalente (AI 3+ R 2+ em que R 2+ =Mg, Fe, Mn). As
fengites restabelecem a solução sólida:
K(Si3+xAli.x) lv (AI2.xRx) vl
sendo x a taxa de substituição segundo a equação (1) , encontrando­se o pólo
moscovite para um valor de x=0 e a celadonite para x=1.
III.1.3.1.2 ­ Estudo das micas brancas do Complexo de Cabeceiras de Basto
Para proceder ao estudo das micas brancas do complexo de Cabeceiras de Basto
efectuaram­se análises à microssonda electrónica para cada grupo de granitos, as
quais incidiram sobre todas as gerações, descritas com base em critérios
petrográficos. Na globalidade, começou­se por distinguir as moscovites primárias
das moscovites secundárias. Dentro de este último grupo, distinguiram­se por sua
vez as que resultaram da moscovitização da biotite das que se desenvolveram nas
clivagens da plagioclase, substituindo­a parcialmente, e ainda as que se
desenvolveram intersticialmente acompanhando zonas de cisalhamento e em
associações simplectíticas com o quartzo.
79

No quadra 111.10 apresentam-se os dados da composição química de micas
brancas seleccionadas e as respectivas fórmulas estruturais.

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Projectando nos diagramas triangulares Ti-Mg-Na (figuras 111.12 a - b) e Si-Alt-
Outros (Mg+Mn+Fet+Ti) (figuras 111.13 a -b) de MILLER et ai. (1981) (proporções
atómicas) amostras seleccionadas das várias gerações de micas brancas, obtemse
uma distribuição que não está totalmente de acordo com a que aqueles autores
propuseram para distinguir micas de origem primária das de origem secundária,
sobretudo no domínio das moscovites secundárias. As dificuldades em separar
perfeitamente estes dois tipos de micas brancas poderão estar relacionadas
principalmente com as limitações no estabelecimento dos critérios texturais e com o
facto de aqueles autores terem considerado como micas secundárias
essencialmente as que resultaram da moscovitização de feldspatos e também com
subsequentes reequilíbrios químicos tardimagmáticos da moscovite primária.
Figura. 111.12 - Distribuição das micas brancas primárias (a) e secundárias (b) no diagrama Ti-Mg-
Na de MILLER et ai. (1981).
a) - Moscovites primárias (Ml); b) - moscovites secundárias (Mil); mb- moscovite proveniente da
biotite; mp - moscovite resultante da plagioclase; m int - moscovite intersticial; m simp - moscovite
em associação simplectítica.
82

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Figura. 111.13 ­ Distribuição das micas brancas primárias (a) e secundárias (b) no diagrama Si­Alt­
Outros (Mg+Mn+Fe+Ti) de MILLER et ai. (1981).
No diagrama (Ti, Mg, Na) (figura 111.12 a ­b) as moscovites primárias agrupamse
na mesma área das moscovites secundárias (tanto as resultantes da alteração
da biotite como a moscovite intersticial e, em parte, com a moscovite simplectítica).
No presente estudo verificou­se que, contrariamente ao sugerido por MILLER et ai.
(1981), as moscovites primárias são sistematicamente mais enriquecidas em Mg .
Quanto à localização da composição das várias gerações de moscovite no diagrama
(Si, Alt, (Mg+Fet+Mn+Ti)) (figura 111.13 a ­b) verifica­se uma sobreposição quase
total, apenas com um ligeiro esboço de uma tendência para um aumento de Si em
moscovites secundárias resultantes da moscovitização da plagioclase.
Abre­se um parêntesis para citar um exemplo no qual os critérios de MILLER
et ai. (1981) se mostraram eficazes na caracterização de micas claramente situadas
no domínio das moscovites secundárias no diagrama Ti­Mg­Na destes autores.
SI
83

Trata-se de um estudo efectuado por COELHO (1993) sobre micas brancas
associadas aos "skarns" do distrito mineiro de Covas, Norte de Portugal, e cujo
estudo cristaloquímico revelou tratarem-se de moscovites fengíticas. Apesar de a
comparação se efectuar entre moscovites provenientes de contextos muito
diferentes (moscovites de granitos e micas brancas associadas a "skarns") o seu
posicionamento no mesmo domínio alerta para a importância do papel de fases
fluidas na composição das moscovites.
III.1.3.1.2.1 - Estudo das micas brancas primárias
Critérios de identificação das moscovites primárias
Os critérios que serviram inicialmente de base à selecção das micas brancas
primárias foram essencialmente texturais tendo-se posteriormente confirmado essa
selecção com base em critérios químicos, designadamente de acordo com os teores
em Ti, Mg, e Fet. Têm sido diversos os critérios propostos por diferentes autores
para a identificação de moscovites primárias, magmáticas, que se sintetizam
seguidamente (ver SPEER, 1984):
Critérios texturais
- dimensões dos cristais comparáveis aos de outros minerais magmáticos
- contornos nítidos
- forma subeuédrica a anédrica
- ausência de texturas de reacção com outros minerais
Quimismo:
- teor elevado em Ti e, dependendo do enquadramento, diferenças
sistemáticas em Mg, Fe, Na, AI, Si e H2O
- distribuição em equilíbrio dos elementos entre a moscovite e os outros
minerais magmáticos, e.g. Na, K, Rb, (ALBUQUERQUE, 1973)
magma
Associação mineral:
- deverá no seu conjunto dar indicações de uma composição peraluminosa do
84

No quadro 111.11 apresentam-se análises químicas, realizadas à microssonda
electrónica, de moscovites primárias e respectivas fórmulas estruturais com base
em 44 cargas. O total de moscovites primárias analisadas encontra-se no anexo IV.
Da observação do quadro é possível de imediato detectar algumas diferenças
na composição química das micas brancas, permitindo realçar os seguintes
aspectos para cada tipo dos granitos em estudo: as moscovites dos granitos de grão
fino (G'f ) apresentam, na globalidade, teores mais elevados em Ti e Fet . Tendo
em conta os valores extremos, a sua fórmula estrutural pode ser representada deste
modo:
( K 1.621-1.954' Na 0.053-0.157> AI 3.260-3.689 (Mg,Fe,Mn).0,291-0.788 Ti 0.020-0.125 ( Si 6.109-
6.379 Al 1.621-1.891) °20 ( OH )4
No granito de grão médio, G'm, destacam-se valores levemente mais elevados
em AI VI e claramente mais baixos em Ti e Mg, assim como na razão XMg
(Mg/Mg+Fet). A sua fórmula estrutural pode ser escrita :
0*1.458-1.868' Na 0.040-0.165) AI 3.524-3.783 ( Fe > M 9. Mn ).0.187-0.663 Ti 0.003-0.114
( Si 6.102-6.392- Al 1.608-1.898)°20 ( 0H )4
O tipo de grão grosseiro G'g contém em média teores em Fet mais baixos. A
fórmula estrutural das moscovites primárias do granito de grão grosseiro varia entre
os seguintes valores:
( K 1.609-1.911- Na 0.055-0.161) Al 3.442-3.761 ( M 9. Fe . Mn )°.218-0.648 Ti 0.012-0.136 ( Si 6.149-
6.333 Al 1.667-1.851> °20 ( OH >4
85

1 - Contribuição das moléculas celadonítica e paragonítica
A gama de variação das percentagens das moléculas celadonítica e
paragonítica é semelhante nas moscovites primárias das três séries de granitos em
estudo (quadro 111.11).
Na figura 111.14 a) - c) representa-se graficamente a contribuição das moléculas
de celadonite 100(Si-6)/2 e paragonite (100 *Na/(Na+K) (% moleculares) na
estrutura das moscovites primárias dos três grupos de granitos, confirmando-se uma
distribuição dessa contribuição sensivelmente semelhante nas três séries. A leve
correlação negativa observada poderá corresponder a uma evolução química
descrita por uma diminuição da percentagem na molécula paragonítica e um
aumento do carácter fengítico. O decréscimo do carácter sódico acompanhando a
diminuição da temperatura de formação foi observado em trabalhos sobre
metamorfismo efectuados por LAMBERT (1959). Estudos em diferentes gerações de
moscovites em rochas graníticas associadas a jazigos de urânio franceses, levados
a efeito por LEROY & CATHELINEAU (1982), confirmam esta variação. A evolução
de micas desde uma origem deutérica precoce até a uma origem hidrotermal tardia
parece indicar que a aquisição de um progressivo carácter fengítico está mais
dependente da composição de uma fase fluida do que das condições de
temperatura e pressão (CATHELINEAU, 1982).
Paralelamente, nos diagramas da figura 111.15 a) - c), verifica-se uma
tendência evolutiva traduzida por uma ligeira correlação negativa entre TÍO2 e a
molécula celadonítica nas moscovites das séries de grão médio e grosseiro
(excluindo amostras com valores anómalos em TÍO2 relativamente à maioria) e
alguma dispersão relativamente ao grupo de grão fino. Assiste-se de uma maneira
geral a uma diminuição dos teores em TÍO2 à medida que aumenta o carácter
fengítico. Este diagrama permite discriminar as moscovites primárias do grupo de
grão de grão fino, G'f, as quais apresentam, para valores semelhantes da
contribuição celadonítica, teores claramente mais elevados em TÍO2 relativamente
às moscovites primárias dos outros dois grupos.
87

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a
10,0
8,0
6,0
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A
Celad. %mol.
A
A
A
A A
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Celad. %mol.
0,0 5,0 10,0 15,0
Celad. %mol.
A
G'm
A A
AA
▲ 73
A 80
A 104
20,0 25,0
20,0 25,0
Figura. 111.14 ­ Contribuição das moléculas celadonite e paragonite na estrutura das moscovites
primárias dos três grupos de granitos em estudo,
a) Granito de grão fino, G'f; b) granito de grão médio, G'm; c) granito de grão grosseiro, G'g.
a)
b)
c)
88

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0,0 5,0 10,0 15,0
Celad. %mol.
■ 8
G'g ■ 13
° 34
20,0 25,0
Figura. 111.15 ­ Variação do teor de Ti02 com a percentagem de molécula celadonítica em
moscovites primárias dos três grupos de granitos do complexo em estudo.
Simbologia como na figura 111.14.
a)
b)
c)
89

2 - Natureza das moscovites do Complexo de Cabeceiras de Basto
Para verificar a natureza destas micas foram utilizados os critérios de VELDE
(1965). Segundo este autor as verdadeiras micas dioctaédricas deverão obedecer
às seguintes características:
- Os iões interfoliares devem possuir uma carga total de 1.00 ± 0.1
- O número de iões nas posições estruturais em coordenação octaédrica não
pode exceder 2.00 ±0.1
- O total das cargas dos catiões em posição octaédrica e tetraédrica deve ser
de 21.00 ± 0.10
- A soma das cargas dos iões interfoliares com a dos iões em coordenação
octaédrica e tetraédrica deve ser de 22.00 ± 0.10
Pela observação do quadro 111.12, onde se representam os valores médios do
n° de iões interfoliares e em posição octaédrica, assim como das cargas dos iões
(VI + IV) e a carga total das moscovites primárias seleccionadas no presente
estudo, recalculados para 12 (O, OH), verifica-se que se trata de verdadeiras micas
dioctaédricas de acordo com os critérios preconizados por VELDE (1965).
Quadro 111.12. Valores médios do número de iões e de cargas da fórmula estrutural de moscovites
primárias para avaliação da natureza dioctaédrica, segundo os critérios de VELDE
(1965).
G'f Grn Gg
Média a Média a Média a
L cargas X 1,94 0,04 1,92 0,02 1,92 0,04
E iões VI 2,05 0,02 2,03 0,02 2,01 0,02
£ cargas IV + VI 21,05 0,05 21,06 0,03 21,00 0,08
Total de cargas 21,99 0,03 21,98 0,04 21,91 0,10
G'f - Granito de grão fino,; G'm - granito de grão médio, G'g;- granito de grão grosseiro,
3 - Substituição fengítica: diagrama AI IV = / AI VI -2 + 2Ti:
AI IV e AI VI são correlacionados positivamente numa substituição fengítica
simples, sendo 1 a diferença ideal entre si (para o cálculo na base de 11 oxigénios).
Num diagrama AI IV =/ (Al vl -1) esta correlação exprime-se por uma recta de declive
90

unitário sobre a qual se localizam as fengites verdadeiras (SALIOT, 1978). Devido à
incorporação preferencial do Ti em posição octaédrica, dois AI VI são substituídos
por um R 2+ e por um Ti. Para corrigir a influência do Ti, o diagrama foi ligeiramente
modificado passando a ter os seguintes parâmetros: AI IV = / (AI VI - 1+2TÍ)
(CATHELINEAU, 1982). As verdadeiras fengites projectam-se segundo uma recta
de declive 1 enquanto que as projecções para a esquerda desta recta
correspondem a substituições do tipo AI 3+ Fe 3+ . Assim, devido à possibilidade de
entrada de Fe 3+ em posição octaédrica em substituição com o Al (Al 3+ ) cria-se uma
deficiência em AI IV que se traduz no diagrama por uma deslocação dos pontos para
o exterior da recta .
Para o cálculo das fórmulas estruturais com base em 22 oxigénios o diagrama
toma a seguinte forma: AI IV = / (AI VI - 2+2TÍ) (figura 111.16 a - c).
De uma forma geral, todos os pontos representativos das micas brancas
primárias seleccionadas apresentam um baixo grau de substituição Al vl >Fe 3+ ,
notando-se contudo uma presença ligeiramente superior de Fe 3+ nas fácies de
grão fino e de grão médio. Quanto à série de grão grosseiro todos os pontos
seleccionados se projectam próximo da recta bissectriz do diagrama que define uma
substituição fengítica simples, sendo AI IV muito aproximado do valor Al vl -2+2Ti.
Alguns pontos de moscovites dos granitos G'm e G'g localizam-se mesmo sobre
essa recta, o que significa que não houve substituição de Fe trivalente por Al vl
nessas moscovites.
A composição de algumas moscovites no seio dos granitos de grão médio e,
em menor escala, no granito de grão grosseiro, projectam-se abaixo da recta
bissetriz indicando algum défice em Al lv .
91

Al IV
Al IV
Al IV
2.0
2.0
2.0
0,3 0,2 0,1 Fe3+=0,00
2.0
0,2 0,1 Fe3+=0,00
G'f
• 2
• 84
O 113
G'm
0,2 0.1 Fe3+=0,00
A 73
A 80
A 104
Figura. 111.16 - Diagrama Al lv =/(Al vl -2+2Ti) - Substituição fengítica.
Área a ponteado: domínio das moscovites primárias em estudo.
Simbologia como na figura 111.14.
c'a
92

4 - Teste para a contribuição de Fe 2+ e Fe 3+ :
As análises à microssonda não discriminam o Fe 2+ do Fe 3+ . Se se utilizar o
diagrama Mg= (Si-6+Ti) (figura 111.17 a - c) é possível testar a presença de Fe 2+
que entrou nas posições octaédricas juntamente com Mg 2+ (RAMBOZ, 1980). Se a
compensação do excesso de carga for totalmente assegurada por Mg 2+ , ter-se-á a
igualdade Mg =Si-6+Ti. Contudo, se Fe 2+ contribuir para essa compensação, obter-
se-á a igualdade Mg 2+ + Fe 2+ = Si-6+Ti. A quantidade de Fe 3+ pode ser avaliada
pela introdução do parâmetro (Mg 2+ + Fe total). Fe 3+ corresponderá à diferença
(Mg+Fet)-(Mg+Fe 2+ ). A igualdade entre abcissas e ordenadas traduz-se por uma
recta de declive unitário, segundo a qual se projectam as fengites verdadeiras.
Utilizando um único diagrama, Mg e Mg + Fet vs. Si-6+Ti, cada amostra é
representada por dois pontos, sendo deste modo possível estimar graficamente o
teor de Fe 3+ e Fe 2+ (figura 111.18 a - c).
Considerando em primeiro lugar o diagrama Mg =/ (Si-6+Ti) (figura 111.17 a - c)
verifica-se que a maioria das moscovites se dispersa abaixo da recta das fengites
verdadeiras, o que corresponde a composições em que (Si-6+TÏ) > Mg. Estas
condições significam que Fe 2+ contribui, conjuntamente com Mg, para a substituição
fengítica em grau variável nos três grupos de granitos em estudo. A distribuição
neste diagrama das moscovites seleccionadas é sensivelmente horizontal,
ilustrando um aumento de Fe 2+ com o parâmetro (Si-6+Ti). O carácter celadonítico
aumenta com o parâmetro Si-6+Ti. As moscovites do granito de grão fino denunciam
valores de Mg um pouco superiores às dos outros dois grupos, em direcção a uma
composição mais celadonítica para os termos mais enriquecidos. De notar que, por
outro lado, a maior contribuição de Fe 2+ se verifica nas moscovites dos granitos de
grão médio. Considerando o diagrama Mg, Mg+Fet =/ (Si-6+Ti) (figura 111.18 a - c),
a maioria das moscovites apresenta valores de (Fe+Mg) um pouco superiores a (Si-
6+Ti), significando que uma parte do Fet está incorporado sob a forma de Fe 3+ em
substituição com AI VI .
93

Fe2+=0.00
0.6
Fe2+=0.00
1
2
3
Fe2+=0,00
1
2
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G'f
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Figura. 111.17 ­ Diagrama Mg=/(Si­6+Ti) ­ Substituição em posição octaédrica .
Área a ponteado: domínio das moscovites primárias em estudo.
Simbologia como na figura 111.14.
94

Figura. 111.18 - Diagrama (Mg, Fet)=/(Si-6+Ti) - Substituição em posição octaédrica e estimativa
gráfica de Fe 3+ das moscovites primárias em estudo.
Simbologia como na figura 111.14.
a)
0)
b)
95

III.1.3.1.2.2 - Conclusões sobre as moscovites primárias em estudo
Os dados das fórmulas estruturais, assim como a utilização simultânea dos
diagramas das figuras 111.16, 111.17 e 111.18, permitem inferir algumas características
cristaloquímicas que são comuns às moscovites primárias dos granitos de duas
micas de Cabeceiras de Basto. Tratam-se de micas dioctaédricas, mais
precisamente de fengites (relação Si:AI > 3:1), cuja composição varia desde fengites
simples até composições de fengites pouco ferríferas, nas quais um baixo teor de
Fe 2+ intervém juntamente com Mg, projectando-se todo o conjunto próximo do pólo
da moscovite (figuras 111.16 e 111.17) . Verifica-se uma baixa substituição do tipo
Al vl Fe 3+ , mais acentuada nas moscovites do grupos G'f, seguindo-se G'm.
O grau de substituição fengítica foi calculado através da expressão (Si-6)*100,
tendo-se obtido a seguinte gama de valores para cada série granítica:
G'f 10,85-37,85
G'm 10,21-39,24
G'g 14,88-33,30
As observações precedentes permitem caracterizar as moscovites primárias do
granito de grão fino como sendo mais enriquecidas em Ti, Fe total e molécula
celadonítica. As moscovites primárias do granito de grão médio são as mais
empobrecidas em Ti e Mg e apresentam uma gama mais alargada do grau de
substituição fengítica. As moscovites primárias do granito de grão grosseiro
apresentam Fe total mais baixo relativamente aos outros dois grupos, aproximam-se
mais das verdadeiras fengites e apresentam a mais baixa contribuição de Fe 3+ em
substituição com AI VI . Esta observação é confirmada no diagrama duplo Mg,
Mg+Fet vs. Si-6+Ti pela baixa estimativa gráfica de Fe 3+ , quando comparada com
as moscovites das outras séries. Em nenhum dos casos se verifica uma contribuição
octaédrica, uma vez que todas as composições se localizam sobre ou para a direita
da recta das fengites verdadeiras no diagrama Mg vs. Si-6+Ti (figura 111.17).
III.1.3.1.2.3 - Estudo das micas brancas secundárias
Critérios de identificação das moscovites secundárias
Os critérios de identificação das micas brancas secundárias, já referidos no
capítulo da petrografia, basearam-se resumidamente nos seguintes aspectos
96

texturais: grãos subédricos com vestígios de biotite, associações simplectíticas com
o quartzo, finas palhetas a substituírem a plagioclase e o feldspato potássico, ao
longo dos planos de clivagem, pequenos grãos intersticiais na matriz e/ou
sublinhando planos de cisalhamento.
No quadro 111.13 apresentam-se as composições químicas e respectivas
fórmulas estruturais de moscovites secundárias seleccionadas dos três grupos de
granitos em estudo.No anexo V encontram-se as composições químicas e
respectivas fórmulas estruturais de moscovites secundárias simplectíticas e
intersticiais.
Para este estudo seleccionaram-se sobretudo análises correspondentes às
moscovites secundárias que possam estar directamente relacionadas com a
reacção com outros minerais, isto é, as que se desenvolvem ao longo das clivagens
da plagioclase (neste tipo incluem-se as moscovites em associações simplectíticas
com o quartzo) e as associadas à biotite, por vezes apresentando halos pleocróicos
e vestígios de biotite. Apresentam-se a título de exemplo, para comparação, duas
análises de moscovite intersticial na fácies de grão fino.
Nos três grupos de rochas graníticas da região em estudo, as moscovites
resultantes da alteração da plagioclase apresentam diferenças importantes
relativamente às que resultam da moscovitização da biotite. As diferenças são mais
fortemente realçadas quando se comparam os dois tipos de moscovite secundária
na mesma amostra. As moscovites resultantes da alteração da plagioclase são
sistematicamente mais empobrecidas em Ti e K e mais enriquecidas em AI VI .
Observa-se uma tendência generalizada para que Mg, Fet, Na e AI IV apresentem
valores superiores nas moscovites secundárias derivadas da alteração da biotite.
Os exemplos de moscovites intersticiais apresentam uma composição
semelhante à das resultantes da moscovitização da biotite.
97

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1 ­ Contribuição das moléculas celadonítica e paragonítica
Tratou­se separadamente os diferentes tipos de moscovite secundária.
Observou­se uma gama mais alargada da variação da percentagem em celadonite
nas moscovites resultantes de alteração da plagioclase e uma tendência para uma
correlação negativa com a percentagem de paragonite (figura 111.19 a ­b). No caso
das moscovites resultantes da biotite (figura 111.19 ­ b), a variação entre os dois
parâmetros é mais irregular, tendendo para uma correlação negativa no grupo de
grão médio e positiva nos grupos de grão fino e grosseiro.
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00 ô ^ °°Q
0 5 10 15
A
A
A
D
Celad. %mol.
■
■ •
•• ■ A
0
0 5 10 15
Celad. %mol.
A A
Mil, mp
0 Mil G'f
A Mil G'm
D MH G'g
O Mil int
20 25
M II, mb
• Mil G'f
A Mil G'm
■ MH G'g
20 25
Figura. 111.19 ­ Contribuição das moléculas de celadonite e paragonite na estrutura das moscovites
secundárias dos três grupos de granitos em estudo.
a) Moscovite resultante da plagioclase (incluem­se dois exemplos de moscovite intersticial, Mil int);
b) moscovite resultante da biotite.
Legenda como no quadro 111.13.
Projectaram­se os teores de Ti02 e da molécula celadonítica nos diagramas da
figura III.20 tendo­se verificado que, apesar da dispersão dos pontos
correspondentes às moscovites secundárias nos três grupos de granitos a
(a)
(b)
99

moscovite que resultou da alteração da biotite (e a moscovite intersticial) contêm
teores relativamente mais elevados em titânio. Visualiza­se uma tendência para uma
correlação negativa entre a molécula celadonítica e Ti02 para as moscovites de
alteração da plagioclase, mas uma dispersão nos outros tipos.
#
CM
O
H
CM
O
1,5
0,5
1,5
0,5
O O ^
D L D
A
A
0
A
­4­
10 15
Celad. %mol.
10 15
Celad. %mol.
a^
|MII, mp
o MH G'f
A MM G'm
D MM G'g
O Mil int
20 25
M II, mb
• Mil G'f
A Mil G'm
■ MU G'g
20 25
Figura. 111.20 ­ Variação do teor de Ti02 com a percentagem de molécula celadonítica em
moscovites secundárias dos três grupos de granitos em estudo.
Legenda como na figura 111.19.
2 ­ Substituição fengítica: diagrama AI IV = / (Al vl ­2+2Ti)
Testou­se a entrada do Fe sob os dois possíveis estados de oxidação em
substituição de Mg e Al nas posições octaédricas .
Como já referido anteriormente, numa substituição fengítica simples existe uma
correlação positiva entre os teores em AI IV e em AI VI . Tendo também em
consideração o Ti, as verdadeiras fengites corresponderão a composições em que
A|lv=Al vl ­2+2Ti.
(b)
(a)
100

O diagrama AI IV = / (Al vl -2+2Ti) permite avaliar o carácter fengítico das
moscovites através da relação entre o excesso de Si lv e a deficiência em AI VI .
Contudo, verifica-se no diagrama da figura 111.21 a) -b) uma baixa contribuição de
Fe 3+ em substituição de Al nas posições octaédricas nas moscovites secundárias
dos três grupos graníticos, assistindo-se por outro lado a um ligeiro excesso em AI VI
3 - Teste para a contribuição de Fe 2+ e Fe 3+
Seguindo a mesma metodologia utilizada para as moscovites primárias, testou-
se a incorporação de Fe 2+ nas posições octaédricas, através do diagrama
Mg=/ (Si-6+Ti) (figura III.22 a) - b), assim como a estimativa gráfica de Fe 3+ com o
auxílio do diagrama Mg+Fet=/ (Si-6+Ti) (figura III.23 a - b). Assiste-se na
globalidade a uma contribuição de Fe 2+ com Mg crescente acompanhando o
aumento do parâmetro Si-6+Ti, desde composições em que o Fe é
preferencialmente trivalente ( o excesso de carga é essencialmente compensado
por Mg 2+ ), até composições em que o Fe 2+ se vai incorporando com o Mg nas
posições octaédricas.
O diagrama Mg=/ (Si-6+TÏ) (figura III.22) permite ainda mostrar que não houve
qualquer contribuição trioctaédrica, dada a ausência de pontos acima da recta
bissectriz.
No diagrama Mg+Fet=/ (Si-6+Ti) (figura III.23 a - b) o deslocamento dos
pontos acima da bissectriz sugere uma contribuição de Fe 3+ - Recorda-se que Fet
foi obtido sob a forma de Fe 2+ ). As substituições Fe 2+

Al IV
2 i
1.8
I MU, mp 0,3 0,2 0,1 F«3+=0,00
O MIIG'f
i MU G'm
□ Mil G'g
O MM Int
/^ E LX 1 ^
1.8 • JS - ^ ^ A
1.4
1.8
> ^ AG
1, 2 1.4 1.8 1.8 2.0
M II. biotite
• MM G'f
▲ MM G'm
Al VI ­ 2 + 2T1
0,3 0,2 0,1 Fe3+=0,00
/ k
■ Mil G'g
S^m
Al IV X ^s ^£
1.8
1.4
1.2 1.4 1.8
Al VI­2+2TI
•
1.8 2,0
Figura. 111.21 ­ Diagrama Al lv =/(Al vl ­2+2Ti) ­ Substituição fengítica.
Área a ponteado: domínio das moscovites secundárias em estudo.
Legenda como na figura 111.19.
■•­AI
2
?
o
CatadonlM
a)
b)
VI
—a F«3+­» ïv*i
/
VI
Al ­ 2 + 2TI
102

f) 7 .
o.e
0,5
0.4
Mg
0.3 •
0.2
0.1 •
M II. mb
F«2+=0.00
• MM Q'f Fe2+=O,0O
A Mil O'm
■ Mil Go
" ^ A
0.1 0,2 0.3 0.4
a­o+Ti
0,6 a)
ai
^ ^ 0,2
JJ,3
0,6 0,6
Figura. III.22 ­ Diagrama Mg=/(Si­6+Ti) ­ Substituição em posição octaédrica
Área a ponteado: domínio das moscovites secundárias em estudo.
Legenda como na figura 111.19.
b)
103

Fe2+=0,00
Fe2+=0,00
[Mil," mp
Mg vs. Si­6 + Ti:
o Mil G'f
A Mil G'm
□ Mil G'g
O |MÍfinF|
a)
(Fe + Mol vs. Si­6 + Ti:
o Mil G'f
A Mil G'm
□ Mil G'g
O MM int
[Mil, mb 1
Mg vs. Si­6 + Ti:
• MM G'f
Mil G'm
Mil G'g
b>
(Fe + Mg) vs. Si ­6 + Ti
0 Mil G'f
A Mil G'm
a Mil G'g
Figura.lll.23 ­ Diagrama (Mg, Fe,)=/(Si­6+Ti) ­ Substituição em posição octaédrica e estimativa
gráfica de Fe 2+ e Fe 3+ das moscovites secundárias em estudo.
Legenda como na figura 111.19.
III.1.3.1.2.4 ­ Estudo comparativo da moscovite primária e secundária
No seu conjunto, as moscovites secundárias (moscovites II) dos granitos
peraluminosos de Cabeceiras de Basto apresentam algumas diferenças na sua
composição e estrutura, quer relativamente às moscovites consideradas primárias
(moscovites I) quer entre as diferentes gerações de moscovite II, quer ainda na
mesma geração mas de grupo para grupo. As diferenças são mais acentuadas
104

quando se põem em paralelo as moscovites derivadas da alteração da biotite com
as resultantes da moscovitização da plagioclase, razão pela qual as conclusões
incidirão sobre estas duas situações.
A comparação apresenta algumas limitações, dada a desigualdade no número
de análises efectuadas em cada um dos tipos de moscovites, tendo havido uma
maior incidência sobre as moscovites primárias relativamente às moscovites
secundárias e, no seio destas, obtiveram-se mais resultados de moscovites de
alteração da plagioclase do que de moscovites de alteração da biotite. No entanto
foi possível, na globalidade, delinear diferenças entre os teores de determinados
elementos nos diversos tipos de moscovite, designadamente Ti, Mg, Fet e, em
certa medida, Al, comprovando a importância dos fenómenos de alteração na
composição das micas.
Retomando o quadro 111.10, observam-se diferenças significativas entre a
composição da moscovite primária (moscovite I) e a da moscovite secundária
(moscovite II).
Comparando a composição da moscovite I de cada série granítica com a
composição da moscovite que resulta da alteração da plagioclase verifica-se que a
moscovite I é, na generalidade mais enriquecida em Na, Ti, Mg, Fe total e
ligeiramente mais empobrecida em Al total. O comportamento do Al total é
provavelmente uma consequência dos valores mais elevados de Al em posição
octaédrica na estrutura das moscovites II em consideração.
Relativamente à composição da moscovite resultante da alteração da biotite,
quando comparada com a da moscovite I, as diferenças são menos acentuadas,
verificando-se todavia valores na generalidade mais elevados em Ti, K, Fe total e Al
total. O Mg é mais elevado na moscovite I do grupo G'f e G'g mas ligeiramente mais
baixo no grupo G'm.
Os critérios de MILLER et ai. (1981), nos aspectos que se referem à
composição química de moscovites primárias e secundárias são, em parte,
satisfatoriamente aplicáveis às moscovites em estudo. Para estes autores as
moscovites primárias (P) são mais enriquecidas em Ti, Al e Na e mais pobres em
Mg, Si, e molécula celadonítica. Sugerem como exemplo de moscovite secundária
105

(S) a resultante da alteração de um feldspato ou de um aluminossilicato. No caso
presente, as moscovites resultantes da alteração da plagioclase apresentam
características texturais e algumas características composicionais de acordo com as
moscovites S daqueles autores. Quanto à composição, quando comparada com a
moscovite I, todas as moscovites secundárias de alteração da plagioclase
apresentam valores inferiores em Ti e sensivelmente inferiores em Na. No entanto,
em todos os grupos aquelas moscovites contêm teores inferiores em Mg, o que está
em desacordo com as observações de MILLER et ai. (1981). Do mesmo modo, as
variações entre o valor da molécula celadonítica e de Si entre as moscovites I e II
não são tão sistemáticas como as sugeridas por aqueles autores.
Nos granitos do presente trabalho, as moscovites resultantes da
moscovitização da biotite e as moscovites II intersticiais apresentam características
semelhantes na sua composição .
Confrontando as duas gerações de moscovite II entre si ( resultantes da
moscovitização da biotite e da plagioclase), as principais diferenças surgem nos
teores sempre inferiores em Ti e Mg, assim como ligeiramente inferiores em Na, K e
XMg , nas moscovites derivadas da moscovitização da plagioclase.
III. 1.3.2 - Condições de formação da moscovite primária
A presença de moscovite primária em rochas graníticas permite uma estimativa
do limite mínimo da pressão de cristalização. Contudo, a pressão e a temperatura
mínimas às quais a moscovite é estável em presença de um líquido silicatado
dependem de vários factores ainda não conhecidos na sua globalidade. As
incertezas referem-se sobretudo à definição de um solidus granítico que se
aproxime do sistema natural considerado (variabilidade da composição da fase
fluida em equilíbrio) e sobre a natureza e traçado das curvas de estabilidade da
moscovite.
A confirmação da moscovite como uma fase magmática, combinada com dados
experimentais, pode fornecer estimativas da temperatura e pressão de cristalização.
O interesse gerado em torno de um melhor conhecimento da moscovite magmática
intensificou-se à medida que se reconheceu que líquidos ("melts") peraluminosos
podem ser utilizados como indicadores de uma fonte aluminosa ou metassedimentar
(SPEER, 1984).
106

Os primeiros modelos para a caracterização das curvas de estabilidade da
moscovite utilizaram a intersecção da curva descrevendo a reacção
moscovite+quartzo

de ser inferior. A molécula celadonítica deverá aumentar o campo de
estabilidade das micas dioctaédricas em sistemas graníticos.
MILLER et ai. (1981) admitem a possibilidade de micas de origem primária
(magmáticas) poderem ser estáveis a pressões inferiores às sugeridas pelos
primeiros trabalhos experimentais, pelo menos a pressões de cerca de 3 kbar. O
afastamento da sua composição relativamente à moscovite ideal (no carácter
celadonítico e presença de catiões inexistentes na moscovite ideal) tornam
desaconselhável a aplicação dos dados experimentais na estimativa das condições
de estabilidade, não se podendo considerar a intersecção da curva de estabilidade
da moscovite com a curva de fusão mínima do granito como correspondendo à
pressão mínima de cristalização. Tal como ANDERSON & ROWLEY (1981),
também consideram que as impurezas, relativamente às moscovites ideais, podem
aumentar o campo de estabilidade permitindo a cristalização de moscovite a partir
de magmas a pressões relativamente baixas, correspondentes a profundidades
inferiores a 10 km.
Também a intervenção de voláteis faz modificar consideravelmente as
condições P-T do início da fusão em sistemas silicatados de que são exemplos o
boro (PICHAVANT, 1981) e o flúor ( MANNING, 1981). No que diz respeito ao
exemplo do trabalho de PICHAVANT (1981) este autor demonstrou que a
temperatura do solidus do sistema Q-Ab-Or pode baixar de cerca de 60°C até mais
de 130°C, respectivamente pela adição de 5% e 17% em peso de B203, permitindo
a cristalização de moscovite na presença de um líquido silicatado a pressões e
temperaturas inferiores às observadas em sistemas com apenas H20 na fase
fluida.
LEROY & CATHELINEAU (1982) estudaram diferentes gerações de moscovite
em rochas graníticas de duas micas associadas a jazigos de urânio franceses,
tendo as micas estudadas resultado de processos deutéricos e hidrotermais. Estes
autores notaram um decréscimo da taxa paragonítica (Na/Na+K) associado a um
aumento do carácter fengítico, desde as micas de origem deutérica para as micas
de gerações posteriores. Parece assim verificar-se uma diminuição da molécula
paragonítica com a diminuição da temperatura, podendo a substituição Na - K
constituir um bom indicador geotermométrico. No entanto, a aplicação destes
108

estudos a fengites hidrotermais, enquadradas em sistemas abertos onde os fluidos
estão geralmente em desequilíbrio com o meio, parece ser inapropriada.
Segundo FRIEDRICH (1984) a razão Fe 2+ /Fe 3+ nas moscovites, deduzida do
diagrama Mg+Fe = / (Si-6+Ti) (figura III. 23 ), não parece adequada à estimativa
das condições de /O2. As duas valências respondem a substituições muito
diferentes sendo o ferro ferroso provavelmente mais abundante nas micas com forte
substituição fengítica, por razões estritamente cristaloquímicas, e o ferro férrico
associado à substituição de Al 3+ , o que torna problemático comparar as duas
valências e atribuir-lhes um significado em termos de /02.
MONIER (1987) procedeu a trabalhos experimentais para determinar o limite
de solubilidade de Fe 3+ na moscovite e inferir as condições de /02, tendo
encontrado valores de Fe 3+ em posição octaédrica entre 0,19 e 0,25 (para 11
oxigénios) a 600° C, diminuindo para valores inferiores a 0,125 a 400° C. Pode-se
assim prever um aumento da estabilidade da moscovite a temperaturas elevadas
pela presença de Fe 3+ . As moscovites estudadas por este autor (em maciços
leucograníticos de Millevaches, França) não se encontram saturadas em Fe 3+
(valores entre 0,04 e 0,065 , no conjunto dos maciços estudados ). O seu teor em
Fe 3+ será função das condições de cristalização, essencialmente das condições de
/O2. No entanto, dada a inexistência de dados experimentais para a moscovite, não
é possível estimar a ordem de grandeza de /02 a partir dos teores em Fe 3+ .
Na figura III.24 encontram-se projectadas as curvas de estabilidade da
moscovite, biotite e homblenda (segundo os dados de BURNHAM , 1979) e a sua
relação com as curvas de fusão mínima de rochas graníticas (de acordo com
WYLLIE, 1977) às quais se acrescentou uma curva solidus do granito inferida a
partir do efeito de componentes voláteis na temperatura de fusão de composições
graníticas.
109

í Í
10
o 6
40
400 600 800 1000
Temperatura (°C )
Figura. 111.24 - Curvas de estabilidade da moscovite, biotite e hornblenda e a sua relação com as
curvas de fusão mínima de rochas graníticas (STRONG, 1988)
Mo-moscovite; Bi-biotite; Hb-hornblenda; BEBLIP- curva de fusão de uma composição granítica
contendo os elementos litófilos Be, B, Li e P.
As limitações da aplicação de dados experimentais a sistemas naturais e as
alterações deutéricas e hidrotermais que afectaram na globalidade o complexo
granítico de Cabeceiras de Basto, implicando desequilíbrios entre os granitos e os
fluidos, conduzem a incertezas quanto às verdadeiras condições de cristalização
das micas em estudo. Contudo, tentou-se inferir as condições aproximadas de
cristalização das moscovites consideradas primárias de cada grupo de granitos,
com base nos dados de natureza cristaloquímica obtidos e nas informações
contidas nos trabalhos acima citados.
As características da composição química associadas aos critérios texturais
permitem confirmar que, nos presentes granitos, parte da moscovite é de origem
primária. Esta observação implica uma cristalização a partir de magmas fortemente
peraluminosos.
A ocorrência de iões não presentes na moscovite pura assim como de
molécula celadonítica (que chega a atingir 19%) afastam as moscovites em estudo
da composição da moscovite ideal, fazendo aumentar, por outro lado, o seu domínio
30
E
a:
m
O)
ao?
c
10
o
V.
CL
110

de estabilidade para pressões inferiores às admitidas pelos primeiros trabalhos
experimentais.
A paragénese dos granitos em estudo (da qual fazem parte moscovite,
feldspato potássico, albite e alguma silimanite) assim como as características
cristaloquímicas das moscovites ( com um grau de molécula celadonítica variando
nas moscovites I entre 5 e 19%) permitem utilizar por aproximação as curvas de
estabilidade calculadas por ANDERSON & ROWLEY (1981), cuja intersecção com
a curva solidus foi estimada por aqueles autores a cerca de 2.6-3.1 kbar. Com os
dados de natureza paragenética, cristaloquímica e experimentais disponíveis, tendo
também em conta os trabalhos citados que evidenciam o efeito da presença de
voláteis na temperatura de cristalização do solidus granítico, sugere-se a
possibilidade de as moscovites primárias dos granitos em estudo terem coexistido
com um líquido a temperaturas entre 600°C e 700°C e a uma pressão entre 3 e 3.5
kbar.
111.1.4 - CONCLUSÕES SOBRE AS CONDIÇÕES TERMODINÂMICAS DE
CRISTALIZAÇÃO DA BIOTITE E DA MOSCOVITE PRIMÁRIAS DOS
GRANITOS EM ESTUDO
A abordagem cristaloquímica e termodinâmica da biotite e moscovite primárias,
com base em dados da composição química real e das informações a partir de
trabalhos experimentais em sistemas sintéticos, conduziram a valores estimados
que, a título comparativo, fornecem indicações sobre as possíveis condições de
cristalização destes minerais para os granitos de duas micas do complexo de
Cabeceiras de Basto.
Considerando o conjunto dos três maciços do complexo (G'f, G'm e G'g) o
estudo da biotite aponta para temperaturas compreendidas entre 650°C e 700°C e
log /02 entre -16.5 e -16.0.
O estudo da moscovite primária, igualmente para o conjunto dos três grupos
de granitos, sugere equilíbrio com um líquido no intervalo de temperaturas
compreendido entre 600°C e 700°C e para uma pressão entre 3 e 3,5 kbar.
Estes valores estão de acordo com os de PEREIRA (1987) para granitos de
duas micas, nomeadamente para o granito de Vila Real, tendo este autor sugerido
condições P-T de cristalização entre 3-5 kbar e 600-700°C.
m

Os dados de pressão e temperatura estimados a partir do estudo da biotite e
da moscovite primárias do complexo de Cabeceiras de Basto são próximos dos
obtidos por diversos autores para as condições de metamorfismo no enquadramento
geológico da área estudada: RIBEIRO (1978) estimou as condições P-T nas rochas
metamórficas encaixantes do complexo anatéctico de Tourém, respectivamente, em
cerca de 3 e 4 kbar e entre 600-700°C; valores idênticos foram sugeridos por
NORONHA & RIBEIRO (1983) para as condições máximas durante o pico do
metamorfismo na área abrangida pela folha 6-A de Montalegre; NORONHA (1983)
sugere como condições máximas de metamorfismo na área tungstífera da Borralha
uma pressão entre 3.5 e 4 kbar e temperatura da ordem de 500°C; MATOS (1991)
indica uma pressão de 2.5±0.5 kbar e uma temperatura de 570±30°C para as
rochas metassedimentares de idade ordovícico-silúrica da região de Vila Real;
CHAROY et ai. (1992) admitem, para a área de Covas do Barroso, que o pico de
metamorfismo tenha sido atingido à temperatura de 500°C e a uma pressão
confinante entre 300 e 350 MPa (3 e 3.5 kbar).
Hl.1.5 - EQUILÍBRIO BIOTITE-MOSCOVITE PRIMÁRIA
A averiguação de um possível equilíbrio entre a biotite e a moscovite primária
tem sido levada a efeito por diversos autores com base na distribuição de certos
elementos entre os dois minerais, de que são exemplo: AI VI ( WENK, 1970), K, Rb
(ALBUQUERQUE, 1975), XFe e Ti (FRIEDRICH, 1984; MONIER, 1987).
O valor do coeficiente de distribuição Kd (Ti) entre biotite e moscovite primária
coexistentes em granitos de duas micas é semelhante ao encontrado para rochas
metamórficas de grau elevado, de duas micas, diminuindo com o grau de
metamorfismo, sugerindo que o Ti se vai incorporando mais facilmente nas posições
octaédricas da moscovite à medida que a temperatura aumenta (MONIER, 1987).
As figuras III.25, III.26 e III.27 ilustram a distribuição de AI VI , TiO 2 e XFe,
respectivamente, para pares biotite/moscovite primária coexistentes em amostras
representativas dos três grupos de granitos do maciço de Cabeceiras de Basto.
No trabalho de WENK (1970) sobre rochas metamórficas alpinas, num sector
englobando xistos e gneisses de elevado grau de metamorfismo onde igualmente
se incluíram os pegmatitos, apresentam-se valores de Kd para AI IV entre biotite e
moscovite compreendidos entre 3 e 4. Segundo as observações deste autor o
112

coeficiente de distribuição de AI VI diminui com o aumento do grau de metamorfismo.
Apesar das reservas que uma comparação entre rochas de natureza metamórfica e
magmática possa levantar parece todavia interessante referir que a partilha do Al
octaédrico entre as duas micas nos três tipos de rochas graníticas do complexo de
Cabeceiras de Basto apresenta valores de coeficientes de distribuição entre 2.8 e
4.2, (figura 111.25), próximos dos encontrados por aquele autor em rochas
metamórficas.
A distribuição de Ti02 entre a biotite e a moscovite I coexistentes mostra uma
ligeira correlação positiva, sendo a gama de variação no grupo de grão fino mais
baixa do que nos outros dois grupos (2.5 - 3.0) enquanto que no tipo de grão médio
se observam os valores mais elevados (4.3 - 5.4) e no grupo de grão grosseiro
valores intermédios (3.6 - 4.6). Na generalidade Kd varia entre 2.5 e 5.4, incluindo
valores encontrados por diversos autores para pares biotite-moscovite em equilíbrio
(figura 111.26). WENK (1970) determinou um valor próximo de 3.6 em associações
metamórficas nos Alpes centrais; MONIER et ai. (1984), em leucogranitos
franceses, estimaram um valor para Kd (Ti) de 3.4; FRIEDRICH (1984) encontrou
um valor próximo de 3.3 em granitos de duas micas peraluminosos franceses; DIAS
(1987) obteve, para granitos de duas micas da região de Ponte de Lima, valores de
Kd (Ti) compreendidos entre 2.3 e 5.1.
Tentou-se avaliar a distribuição de XFe entre a biotite e a moscovite primária
dos três granitos em estudo , tendo-se encontrado uma boa correlação positiva, com
Kd (XFe) igual a 1.4 (figura III.27). Estas observações concordam com as de
FRIEDRICH (1984) para um complexo leucogranítico a oeste do Maciço Central
francês. Este autor refere uma correlação positiva cujo Kd é igual a 1.35 e admite a
possibilidade de haver uma partilha em equilíbrio para o Fe e Mg, entre a biotite e a
moscovite coexistente.
No quadro 111.14 representam-se os valores de Ti02, AI VI , XFe, e respectivos
coeficientes de distribuição entre pares de moscovite e biotite primárias associadas,
em amostras dos três grupos de rochas graníticas em estudo.
113

5,00
■$ 4,50
o 4,00
0
S 3,50
r 3,00
SE
< 2,50
Kd = 4,2 /
• G'f
A G'm
T ■ G'o
l/l ■ */ / Kd = 2,8
/ r
2,00
/ /
0,00 0,40 0,80 1,20 1,60
AIVI (Biotite)
Figura. III.25 ­ Distribuição de AI VI entre biotite e moscovite primária coexistentes nos três grupos
de granitos em estudo. G'f ­ granito de grão fino; G'm ­ granito de grão médio; G'g ­
nrani+n Ho nrãn nrnccairn
granito de grão grosseiro
0,50 1,00 1,50
% TÎ02 (moscovite)
Figura. III.26 ­ Distribuição de Ti02 entre biotite e moscovite primária coexistentes nos três
grupos de granitos em estudo. Simbologia semelhante à figura III.25.
_ 0,90
I .2
ca
"í 0,70
0,50
0,00 0,20 0,40 0,60
XFe (Moscovite)
/
2,00
■ G'f
l G'm
Figura. III.27 ­ Distribuição de Xfe entre biotite e moscovite primária coexistentes nos três grupos
de granitos em estudo. Simbologia semelhante à figura III.25.
0,80
■ G'o
114

Quadro 111.14 ­ Coeficientes de distribuição de Ti, AIVI e XFe para a biotite (Biot.) e moscovite
(Mosc.) primárias coexistentes nos granitos de duas micas da área em estudo.
Amostra TÍ02 Kd (Ti) AIVI Kd (AIVI) XFe Kd (XFe)
Mosc. Biot. Mosc. Biot. Biot. Mosc. Biot. Mosc.
2/a 2/d 0,95 2,80 2,9 1,17 3,26 2,8 0,73 0,53 1,4
84/g 84/c 1,02 2,53 2,5 1,17 3,39 2,9 0,72 0,49 1.5
113/d 113/h 0,83 2,52 3,0 1,26 3,64 2,9 0.76 0,53 1,4
5/a 5/h 0,43 2,33 5,4 1,00 3,61 3,6 0,71 0,50 1.4
79/a 79/a 0,53 2,29 4,3 0,90 3,74 4,1 0,72 0,51 1.4
8/a 8/a 0,55 2,51 4,6 0,98 3,50 3,6 0,73 0,51 1,4
13/f 13/g 0,71 2,54 3,6 0,87 3,64 4,2 0,70 0,48 1,4
34/e 34/f 0,61 2,24 3,7 1,13 3,64 3,2 0,71 0,52 1,4
Amostras: 2, 84 e 113­grão fino; 5 e 79­grão médio; 8,13 e 34­grão grosseiro
A biotite e a moscovite I coexistentes em cada série de granitos do complexo
de Cabeceiras de Basto apresentam características químicas que permitem admitir
que cristalizaram em equilíbrio. Os valores dos coeficientes de distribuição de AI VI ,
Ti e XFe entre a biotite e a moscovite primária nas três séries de granitos, G'f, G'm e
G'g, enquadram­se perfeitamente nos encontrados por vários autores para pares
biotite­moscovite em equilíbrio.
As variações da composição da biotite e da moscovite I coexistentes no interior
de cada série, em termos dos teores em Ti02 e dos respectivos coeficientes de
distribuição (Kd), reflectem uma evolução que está de acordo com uma
diferenciação magmática. Verifica­se o aumento de Kd(Ti), acompanhando o
decréscimo em Ti02, desde o grupo G'f até G'm, sendo G'g intermédio (figuras III.28
e III.29). A moscovite I, no decurso da diferenciação, torna­se menos titanífera,
reflectindo, juntamente com a biotite, a evolução da composição do magma. Estas
tendências observam­se quer no conjunto dos granitos do complexo quer no interior
6,00 • G'f
£ 4,00
•} nn
1,50 2,00 2,50
A
A
TÍ02 (Biot)
■
• •
•
Figura. III.28 ­ Variação de Kd (Ti) com os teores de Ti02 da biotite dos três grupos de granitos
em estudo.
Mesma simbologia da Fig. III.25.
A O'm
3,00
115

6.00
• G'f
4 * G'm
i ■ G'g
_ ■
r 4,00 I
* ■ m
!
2,00 ' ___
0,00 0,50 1,00 1,«
TÍ02 ImoKov.l
Figura. 111.29 ­ Variação de Kd (Ti) com os teores de Ti02 da moscovite primária dos três grupos
de granitos em estudo.
Mesma simbologia da Fig. 111.25.
111.2 ­ FELDSPATOS
111.2.1 ­ FELDSPATO POTÁSSICO
No quadro 111.15 encontram­se os valores médios da composição química do
feldspato potássico de amostras seleccionadas dos três grupos de granitos em
estudo, tendo­se assinalado com asterisco as análises correspondentes a cristais
de feldspato opticamente positivo. As análises foram efectuadas à microssonda
electrónica e as fórmulas estruturais calculadas com base em 32 átomos de
oxigénio. O total de análises efectuadas encontra­se no anexo VI.
Procedeu­se a um breve estudo dos principais tipos estruturais por difracção
de raios X, de que se seleccionaram difractogramas compreendidos no intervalo 29
entre 29° e 32°, numa aparelhagem Philips, radiação Cu Kcc, 40kv, 20 mA.
A composição química do feldspato potássico é muito semelhante nos três
grupos de granitos, à excepção dos cristais opticamente positivos nos quais se
verificaram teores em Na20 e de % Ab um pouco mais elevados e,
consequentemente, valores de % Or inferiores aos dos feldspatos "normais". Em
média o valor da % da molécula de ortóclase, na grande maioria dos feldspatos
potássicos dos três grupos, varia entre 95.3 a 95.5% e a % da molécula albítica
entre 4.5 a 4.7%. Nos cristais de feldspato potássico opticamente positivos aquelas
percentagens variam, respectivamente, de 92.1 a 93.3% e de 6.7 a 7.9 % sendo
estes valores comparáveis aos determinados nos feldspatos potássicos de
amostras afectadas por albitização.
•
116

Quadro 111.15 - Composição química média do feldspato potássico de amostras seleccionadas dos
granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto.
Gf G'm G'g
2 2* 84* 113 5 5* 73 104 8 34 65 65*
% peso
Si02 64,04 64,49 63,22 64,32 65,40 64,53 64,40 67,23 65,57 65,92 63,56 63,99
Ti02 0,01 0,01 0,05 0,02 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00
AI203 18,58 18,67 18,30 18,37 19,14 19,31 18,25 17,76 18,59 17,97 18,65 19,15
FeO 0,01 0,03 0,00 0,05 0,07 . 0,03 0,03 0,00 0,01 0,03 0,00 0,01
MnO 0,00 0,01 0,00 0,01 0,06 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,03
MgO 0,02 0,00 0,03 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
CaO 0,00 0,00 0,06 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,02 0,02 0,00 0,00
Na20 0,59 0,73 0,68 0,51 0,35 0,86 0,35 0,34 0,66 0,47 0,44 0,85
K20 15,95 15,34 15,75 15,73 15,36 14,78 15,35 16,46 16,18 16,39 15,47 14,73
Total 99,20 99,27 98,09 99,00 100,39 99,54 98,39 101,80 101,03 100,80 98,13 98,76
Si 11,934 11,958 11,923 11,987 11,945 11,892 12,036 12,176 11,990 12,084 11,923 11,906
Al 4,080 4,080 4,068 4,034 4,152 4,202 4,020 3,791 4,007 3,882 4,141 4,182
Ti 0,001 0,001 0,007 0,003 0,001 0,005 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000
Fe2 0,002 0,004 0,000 0,007 0,009 0,004 0,004 0,000 0,002 0,005 0,000 0,002
Mn 0,000 0,002 0,000 0,001 0,005 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,002 0,002
Mg 0,005 0,000 0,008 0,000 0,001 0,002 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000
Ca 0,001 0,000 0,012 0,001 0,001 0,001 0,000 0,000 0,004 0,004 0,000 0,000
Na 0,213 0,285 0,248 0,182 0,201 0,314 0,125 0,119 0,233 0,167 0,158 0,318
K 3,792 3,629 3,789 3,739 3,525 3,480 3,660 3,803 3,774 3,833 3,717 3,442
z 16,014 16,038 15,990 16,020 16,097 16,094 16,056 15,966 15,997 15,966 16,064 16,088
Y 0,008 0,006 0,016 0,011 0,017 0,011 0,007 0,002 0,002 0,005 0,003 0,003
X 4,005 3,914 4,049 3,923 3,727 3,795 3,784 3,922 4,012 4,003 3,875 3,760
Or% 94,965 93,091 93,897 95,574 94,872 92,119 96,884 97,128 94,390 95,963 96,127 91,964
Ab% 5,019 6,909 5,803 4,337 5,102 7,846 3,116 2,872 5,512 3,939 3,873 8,036
An% 0,016 0,000 0,300 0,039 0,026 0,035 0,000 0,000 0,098 0,098 0,000 0,000
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro; opt. + - cristais
de sinal óptico positivo.
A projecção no diagrama triangular Or-Ab-An ilustra a semelhança do conjunto
das composições analisadas do feldspato potássico, recaindo praticamente sobre a
linha Or-Ab com valores de Or entre 91.5 e 97.4% (figura III.30).
117

Jr Or
Ab An
Figura. 111.30 - Localização da composição do feldspato potássico dos granitos em estudo
no diagrama Or-Ab-An.
Levou-se a efeito um estudo por difractometria de raios X de concentrados de
feldspato de potássico de um total de nove amostras ( três amostras em média por
fácies) para ter acesso aos principais tipos estruturais presentes. O índice de
triclinicidade foi calculado pelo método de GOLDSMITH & LAVES (1954).
Na figura 111.31 representam-se os tipos de estruturas revelados pelos
difractogramas para a gama de valores de 29 na qual se localizam os picos (131) e
(131), com interesse para a determinação do índice de triclinicidade (A).
Numa tentativa de classificar as estruturas observadas adoptaram-se as
designações sugeridas por DIAS (1987) mas adaptando os critérios aos valores
encontrados no presente estudo. Assim, em todos os casos estudados se encontra
o estado triclínico T, correspondendo a índices de elevada triclinicidade (>0.76), que
se distingue dos estados de triclinicidades inferiores correspondentes aos picos nas
bordaduras internas dos picos (131 e 131), para os quais se convencionou
representar por t1 os estados triclínicos intermédios razoavelmente definidos e por t
os estados triclínicos intermédios mal definidos. O estado monoclínico representouse
por m. Distinguiram-se os estados predominantes dos subordinados
representando estes últimos entre parêntesis. À excepção das estruturas triclínicas
onde estão ausentes estados subordinados (tipo T), todas as outras correspondem
a estruturas com estados triclínicos de diversas triclinicidades, podendo um deles
118

ser dominante, as quais CHRISTIE (1962) denominou "randomly disordered
structures", tendo sido designadas por RD.
Verifica-se que todos os feldspatos exibem elevado índice de triclinicidade (A
variando entre 0.76 e 1.00) e os tipos de estrutura vão desde estados
predominantemente monoclínicos, passando por estruturas triclínicas com uma
importante contribuição monoclínica, estados triclínicos por vezes exibindo algumas
estruturas RD , sobretudo nos bordos internos dos picos, até estruturas com um
único estado triclínico.
mil um
T(t) T(tl)
V JUl
j> » II 1,0 2f 29 V V iP '9 1* V V *P 2 ?
Mil)
A" 1.00
J \l
A-0 69
j. II H 30 » Jt » 11 10 J9 j| 11 II 10 n 26 y V 10 **
Figura. 111.31 - Difractogramas-padrão no intervalo 131-131 do felspato potássico de amostras dos
granitos em estudo.
Explicação dos estsdos estruturais no texto.
119

Os trabalhos de GODINHO & JALECO (1973), GODINHO (1980) e DIAS
(1987) constituem exemplos de rochas graníticas portuguesas, nos quais se
encontram descritos feldspatos potássicos que exibem distintos estados estruturais.
As observações petrográficas confirmam a presença dos diversos estados
estruturais que se correlacionam com a variação da qualidade da definição do
padrão em xadrez das macias dos feldspatos do presente estudo. Por exemplo, a
presença no mesmo cristal de estados triclínicos de diversas triclinicidades
(estruturas RD) e de um estado monoclínico, corresponde à ocorrência de domínios
com macia em xadrez bem definida, domínios com padrões em xadrez mal definidos
e domínios caracterizados pela ausência de geminação em xadrez. (Estampa IV,
fotografia 2).
No quadro 111.16 encontram-se os tipos de estruturas identificados nos
feldspatos analisados em amostras seleccionadas dos granitos do complexo de
Cabeceiras de Basto. Estas observações comprovam que nos três grupos de
granitos o feldspato potássico é dominantemente a microclina com valores de
triclinicidade muito elevados.
Em amostras dos grupos G'm e G'g identificaram-se estados monoclínicos
associados aos estados triclínicos. A observação petrográfica de zonas
homogéneas passando gradualmente para áreas com macias em xadrez, no
mesmo cristal, sugere que tenha havido uma inversão da estrutura monoclínica
original para uma estrutura triclínica que atingiu um estádio de triclinicidade
bastante elevado.
120

Quadro 111.16 - Tipos de estruturas no feldspato potássico dos granitos em estudo
identificadas por meio de difractometria de raios-X .
Amostra
G'f
Estrutura A A médio n (o)
2
16
T(t1) 0,89 -0,92 0,92 3 (0,02)
84 T(t) 0,90 - 0,92 0,91 3 (0,01)
G'm
5
63
73
79
G'g
8
13
41
T(t)
T(t)
T
RD
T(t)
T(m + t1)
T
f (t1 + (m))
m (T+t1)
0,85 -0,94
0,76-0,87
0,88 -0,91
0,87 - 0,98
0,92- 0,95
0,82 -0,86
0,95- 1,00
0,84-0,91
0,89
0,83
0,90
0,91
0,93
0,85
0,98
0,91
3
8
6
8
3
3
3
12
(0,04)
(0,04)
(0,01)
(0,04)
(0,01)
(0,02)
(0,02)
(0,03)
A-índice de triclinicidade; T-estado triclínico de elevada triclinicidade; RD-estrutura "randomly
disordered" com estados triclínicos de diversas triclinicidades; t e t1- estados triclínicos de
triclinicidade intermédia, respectivamente mal definidos e razoavelmente definidos; m-estado
monoclínico; n-número de determinações de A por amostra; a-desvio-padrão.
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro.
Hl.2.2 - PLAGIOCLASE
Analisaram-se à microssonda electrónica plagioclases dos três grupos de
granitos peraluminosos de duas micas da região de Cabeceiras de Basto, cujos
dados analíticos se encontram no anexo VII. No quadro 111.17 apresenta-se a
composição média de amostras representativas seleccionadas.
Na grande maioria dos pontos analisados obtiveram-se composições
correspondentes a albites quase puras.

Quadro 111.17 - Composição química média da plagioclase de amostras seleccionadas dos
granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto.
%
G'f G'm Q'a
2 84 113 5 73 104 8 34 65
SÍ02 66,43 66,74 67,18 67,52 66,56 70,58 67,19 68,97 67,30
TÍ02 0,01 0,02 0,00 0,00 0,02 0,01 0,00 0,01 0,01
AI203 21,07 20,42 20,63 20,69 19,75 19,26 19,81 20,52 20,17
FeO 0,00 0,00 0,02 0,01 0,00 0,00 0,08 0,00 0,02
MnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,02 0,01 0,00
MgO 0,00 0,04 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00
CaO 1,77 1,49 1,14 1,05 0,66 0,20 1,05 1,63 0,43
Na20 9,62 9,96 10,71 11,03 11,30 10,65 10,91 9,81 11,37
K20 0,20 0,14 0,14 0,14 0,08 0,12 0,10 0,15 0,13
Total 99,08 98,81 99,81 100,43 98,42 100,82 99,16 101,08 99,41
Si 11,716 11,801 11,780 11,775 11,847 12,155 11,865 11,895 11,845
Al 4,380 4,255 4,263 4,253 4,143 3,909 4,123 4,171 4,184
Ti 0,001 0,003 0,000 0,000 0,003 0,001 0,000 0,001 0,001
Fe2 0,000 0,000 0,002 0,001 0,000 0,000 0,012 0,000 0,002
Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,006 0,000 0,003 0,001 0,000
Mg 0,000 0,011 0,000 0,000 0,003 0,000 0,000 0,001 0,000
Ca 0,334 0,282 0,214 0,196 0,126 0,037 0,199 0,301 0,081
Na 3,277 3,403 3,628 3,718 3,887 3,545 3,723 3,268 3,867
K 0,044 0,032 0,031 0,030 0,018 0,026 0,023 0,033 0,028
Z 16,097 16,056 16,043 16,028 15,990 16,065 15,988 16,065 16,029
Y 0,001 0,013 0,002 0,001 0,011 0,001 0,015 0,003 0,004
X 3,655 3,717 3,872 3,944 4,031 3,608 3,944 3,601 3,976
Or% 1,26 0,89 0,83 0,80 0,48 0,77 0,60 0,96 0,75
Ab% 89,14 91,11 93,34 93,95 96,23 98,15 94,09 90,25 97,11
An% 9,60 7,99 5,83 5,25 3,30 1,08 5,31 8,79 2,15
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro
No diagrama triangular Or-Ab-An as composições das plagioclases agrupam-
se ao longo da linha de composição Ab-An, para teores de An desde 0,1 a 12 % e
de Or entre 0,3 e 1,3% (figura III.32).
Os aspectos mais significativos dizem, por um lado, respeito à ausência de
zonal idade e, por outro lado, à composição em termos de percentagem de molécula
anortítica cuja gama de variação de valores é sensivelmente diferente para cada
grupo.
122

Figura. 111.32 - Localização da composição da plagioclase dos granitos em estudo no diagrama
Or-Ab-An.
Comparando a gama dos teores da molécula anortítica (%An) entre as
amostras menos evoluídas e as mais evoluídas para cada grupo encontraram-se
respectivamente as seguintes diferenças:
G'f -de 5.3 a 10 e de 1.1 à 6.1
G'm-de1.4a5.6ede1.1 a 3.3
G'g - de 2.7 a 12.0 e de 0.1 a 3.2
Observa-se de imediato que as plagioclases do grupo de grão médio são mais
empobrecidas em An sendo o grupo G'f o mais enriquecido quer nas amostras
menos evoluídas quer nas mais evoluídas, ficando o grupo G'g em posição
intermédia se se tiver em atenção que o valor de 12% é único, sendo de 5.5% o
teor imediatamente inferior nas amostras menos evoluídas.
As composições da plagioclase e do feldspato potássico podem ser utilizadas
para estimar a temperatura de equilíbrio entre os dois feldspatos em termos da
distribuição da albite (e.g. WHITNEY & STORMER, 1977). No entanto essa
estimativa será desprovida de significado petrogenético no presente estudo pelas
seguintes razões fundamentais: a incerteza de uma situação de equilíbrio na
distribuição de albite entre os dois feldspatos em virtude de se ter verificado que o
feldspato potássico apresenta um estado estrutural complexo, sobretudo nos casos
em que se deu uma inversão de um estado monoclínico inicial para um estado
triclínico o qual é acompanhado de exsolução de albite, e na intensa actuação dos
123

fenómenos de alteração tardi e pós-magmática que terá provocado sucessivos
reequilíbrios entre os dois felspatos, mascarando as condições de equilíbrio iniciais
e conduzindo apenas à estimativa da temperatura do último episódio de equilíbrio.
111.3 - ESTUDO DOS MINERAIS ACESSÓRIOS PESADOS
O estudo de minerais pesados em rochas graníticas é de grande importância
pelas implicações petrogenéticas levantadas pela sua presença.
Nos granitos da área em estudo destaca-se, entre outros, a importância da
ocorrência de zircão e monazite, por apresentarem uma solubilidade muito fraca nos
líquidos silicatados comportando-se como minerais refractários e, simultaneamente,
por serem portadores de terras raras. Assim, a presença destes minerais em
granitos anatécticos é explicada segundo alguns autores por herança e não por
cristalização precoce (e.g. HOLTZ, 1987).
111.3.1 - PREPARAÇÃO DAS AMOSTRAS
Dadas as características dos minerais pesados dos granitos peraluminosos de
Cabeceiras de Basto, isto é, pouco abundantes e de reduzidas dimensões, a sua
obtenção resultou, muito sucintamente, das seguintes operações:
- colheita de cerca de 30 kg por amostra de saibros correspondentes a
granitos representativos de cada fácies;
- desagregação de fragmentos num agitador electromagnético;
- moagem num moinho de martelos de forma a reduzir todo o material a
dimensões inferiores a 1 mm (inclusive);
- peneiramento, obtendo-se as fracções: I (0.032 - 0.063 mm), II (0.063 -
0.090 mm) e III (0.090 - 0.180 mm). Desta operação verificou-se que os zircões
destes granitos são mais abundantes nas fracções mais finas, I e II;
124

- separação em líquidos densos: uma primeira separação em bromofórmio da
qual se obteve um concentrado de biotite e minerais acessórios pesados, seguida
de uma separação em diiodometano (iodeto de metileno) que permitiu recolher um
concentrado constituído maioritariamente por zircão, monazite, anatase e ilmenite;
- separação e purificação das fases minerais presentes no concentrado
anterior no separador electromagnético (Frantz);
- separação à lupa binocular de três populações de zircão e uma de monazite,
dentro de cada fracção, para futura datação isotópica pelo método U-Pb;
- do conjunto de minerais restantes seleccionaram-se grãos para um estudo ao
microscópio electrónico de varrimento que, juntamente com microanálise de raios X,
permitiu uma caracterização morfológica (pela análise quantitativa de imagem) e
geoquímica ( qualitativa e semiquantitativa).
A pouca abundância de minerais pesados e as suas reduzidas dimensões
nestes granitos, cuja presença é de grande importância petrogenética, exigiram uma
metodologia específica e pormenorizada, sobretudo durante a separação
electromagnética.
Em anexo apresentam-se os princípios gerais da separação electromagnética
com o auxílio do separador tipo Frantz.
111.3.2 - CONDIÇÕES DA SEPARAÇÃO DO ZIRCÃO E MONAZITE DOS
GRANITOS DE DUAS MICAS DE CABECEIRAS DE BASTO
No quadro 111.18 encontram-se as principais propriedades físicas dos minerais
zircão e monazite com relevância para a sua separação electromagnética.
Quadro 111.18 - Propriedades físicas do zircão e da monazite determinantes na separação
electromagnética: densidade, constante dieléctrica e susceptibilidade magnética.
Densidade
Monazite 5-5,3
Zircão 4,6 - 4,7
Constante dielectric» Susceptibilidade magnética
3,0a6,6;7,98 18,9*10-6 C.G.S.E.M.
3,6; 5,2; 6,09 0,1 3*10-8 C.G.S.E.M.
125

O concentrado resultante da separação em líquidos densos, consistindo num
conjunto de fases minerais de densidade superior a 3.31, foi submetido a uma
separação num separador electromagnético Frantz Isodynamic com as seguintes
características: inpiA de 115 volts, 2.5 A e 50, 60 Hz.
A obtenção de concentrados puros de zircão e de monazite a partir das
amostras em estudo só foi possível conjugando delicadamente variações da
inclinação da calha com variações da intensidade da corrente.
Efectuaram-se sucessivas tentativas partindo de uma intensidade
relativamente baixa (0.25 A) e de uma inclinação lateral e longitudinal de 15°. Na
primeira operação de separação obteve-se uma fracção magnética essencialmente
constituída por ilmenite e que foi posta de parte. A fracção não magnética foi por
sua vez submetida a uma separação, aumentando ligeiramente a intensidade da
corrente e diminuindo a inclinação lateral da calha. Repetiu-se este procedimento
várias vezes, controlando sempre as fases separadas com o auxílio da lupa
binocular.
Os melhores concentrados de monazite localizaram-se em duas fracções
magnéticas respectivamente nas seguintes condições: inclinação lateral e
longitudinal de 10°, 1=0.8 A e inclinação lateral de 5 o , 1=1.7 A. Manteve-se uma
intensidade de 1.7 A enquanto se diminuiu progressivamente a inclinação lateral. O
melhor concentrado de zircão foi obtido na fracção não magnética para uma
inclinação lateral de 0° e para uma intensidade de 1.65 a 1.70 A.
Como exemplo sintetizaram-se no quadro 111.19 as principais etapas de
separação electromagnética de uma amostra do grupo de grão fino (6C-84).
126

CD
CO
co
co
e
CO
CD
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C
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o
127

111.3. 3 - APLICAÇÃO DA MICROSCOPIA ELECTRÓNICA DE VARRIMENTO AO
ESTUDO DE MINERAIS PESADOS
111.3.3.1 - Aspectos gerais da microscopia electrónica de varrimento
O estudo da morfologia dos grãos de minerais de uma dada amostra,
juntamente com uma análise química, qualitativa, semiquantitativa e quantitativa,
constitui uma importante componente da mineralogia permitindo uma melhor
caracterização dos minerais presentes. Esta abordagem da mineralogia deve muito
à utilização da microscopia electrónica, e em particular ao desenvolvimento da
microscopia electrónica de varrimento.
Os microscópios electrónicos são instrumentos que permitem a observação de
amostras com características muito diversas, fazendo-as bombardear com um feixe
de electrões previamente acelerados, otendo-se uma elevada resolução.
A melhor compreensão dos resultados apresentados, decorrentes do estudo
da fracção pesada dos granitos de duas micas da área de Cabeceiras de Basto,
beneficiaria de uma breve descrição dos princípios do funcionamento do
microscópio electrónico de varrimento, os quais se apresentam em anexo (anexo
IX), passando-se de imediato ao estudo morfológico efectuado sobre zircões dos
granitos em estudo.
111.3.3.2 - Tratamento da morfologia de três populações de zircão presentes
nos granitos de duas micas de Cabeceiras de Basto
Separaram-se à lupa binocular três populações de zircão de uma amostra do
grupo G'f (grão fino), quanto à morfologia. Todos os grãos se revelaram
automórficos a subautomórficos, mas apresentando hábitos diferentes, o que
permitiu seleccionar os seguintes grupos:
- cristais aciculares (Estampa V, fotografia 1 )
- cristais prismáticos (Estampa V, fotografia 2)
- cristais subesféricos (Estampa VI, fotografia 1)
Todos os grãos apresentam uma tonalidade rosada, característica de zircões
de natureza magmática.
128

Cada um destes grupos foi observado ao microscópio electrónico de
varrimento, tendo-se obtido imagens de electrões secundários que realçam a sua
topografia e, consequentemente, as formas simples presentes.
Paralelamente ao estudo em grão efectuaram-se secções polidas cuja
observação ao MEV revelou interessantes aspectos de zonamento e de
sobrecrescimento. Espectros correspondentes à sua composição evidenciam
ligeiras diferenças na composição química entre a área nuclear e as camadas
periféricas (Estampa VI, fotografia 2 e Estampa VII, fotografias 1 e 2)).
111.3.3.2.1 - Análise quantitativa de imagem
Procedeu-se a uma análise quantitativa de imagem sobre cada um dos grupos
de zircões, separados de acordo com o seu hábito. Para o efeito, utilizou-se uma
unidade acoplada ao microscópio electrónico de varrimento, permitindo medir a
área, perímetro e a dimensão máxima (alongamento) de cada grão. Com estes
dados são calculados o factor de forma e o factor de aspecto. O factor de aspecto
relaciona a área com a dimensão máxima do cristal, aumentando o seu valor à
medida que a forma se torna mais acicular. Por sua vez o factor de forma dá uma
ideia da esfericidade dos grãos, tendendo para a unidade nas formas esféricas.
No quadro III.20 encontram-se as gamas de valores dos parâmetros
geométricos e respectivas médias para cada população de zircão.
Da análise deste quadro salientam-se os seguintes aspectos:
Zircões aciculares: Relação área/dimensão máxima bastante elevada; a gama
de valores do factor de forma é muito próxima, mesmo para áreas diferentes.
Zircões prismáticos: os valores do factor de forma são sensivelmente mais
dispersos que no grupo anterior, sendo no entanto globalmente superiores; o factor
de aspecto é bastante inferior.
129

Quadro 111.20 - Parâmetros geométricos, calculados por análise quantitativa de imagem, de três
populações de zircão dos granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de
Basto.
Área l/tm2]
Mídia
Perímetro (i*m)
Média
Dimensão máxima [/im]
Média
Factor de forma
Média
Factor de aapecto
Média
N° grãos
Aciculares
6
7677 - 1,807e + 0,4
1,21e + 0,4
435 - 695,6
569,1
179- 301,7
233,0
0,402 - 0,602
0,465
3,704- 6,192
4,587
Prismáticos
13
3511 - 1,294e + 0,5
9820
245,6 - 491,8
404,1
92,35 - 184
142,5
0,645 - 0,783
0,740
1,521-2,723
2,126
Subesféricos
22
5228 - 1,397e + 0,4
8511
290,1 - 471,2
369,1
88,34 - 157,9
117,5
0,635 -0,839
0,780
1,343 - 2,608
1,653
Zircões subesféricos: apresentam menores dimensões do que os dois grupos
precedentes, em área e em perímetro, mas o factor de forma é superior,
aproximando-se mais da unidade; os valores correspondentes ao factor de aspecto
são nitidamente inferiores aos das duas populações anteriores.
É assim possível quantificar os diferentes aspectos morfológicos que
caracterizam as três populações de zircões, de que se destaca o factor de aspecto
relativamente elevado nos zircões aciculares (directamente relacionado com a área
e o comprimento máximo) e o factor de forma mais próximo da unidade nos zircões
subesféricos, situando-se todos os parâmetros para os zircões prismáticos em
valores intermédios relativamente aos outros dois grupos.
III.3.4- BREVE ABORDAGEM AO ESTUDO TIPOLÓGICO DO ZIRCÃO
Hl.3.4.1 - Considerações gerais
Entre os minerais acessórios das rochas ígneas, o zircão tem merecido uma
atenção especial. O facto de ser um mineral precoce relativamente ao processo de
cristalização das rochas plutónicas, ser resistente à acção de agentes físicos e
130

químicos, assim como as suas formas cristalográficas características , côr,
zonamento, sobrecrescimentos, inclusões, etc., têm contribuído para o considerar
um mineral com fortes potencialidades para o estabelecimento das características
petrogenéticas das rochas hospedeiras.
J.P. PUPIN & G. TURCO (1972a) estudaram dezenas de milhar de cristais de
zircão de rochas endógenas variadas e, com base nas formas simples e
desenvolvimento relativo das faces, criaram um método que tem vindo a ser
largamente adoptado por permitir caracterizar não só a rocha em que ocorre como,
no caso particular de magmas graníticos, inferir o tempo de cristalização
(relacionado com o teor em água) e as suas variações químicas e térmicas (PUPIN
et ai. 1978; PUPIN, 1980).
Dada a relativa pouca abundância de zircões e as suas reduzidas dimensões
nos granitos que fazem objecto desta memória não foi viável efectuar o seu estudo
tipológico completo. No entanto, devido ao grande interesse que esse estudo
suscita, far- se-á uma breve descrição da metodologia e apresentar-se-ão as
conclusões possíveis de se extraírem dos meios disponíveis.
Os factores essenciais tidos em conta para explicar as variações tipológicas
dos zircões ao nível do desenvolvimento relativo das formas de pirâmide e de
prisma são, respectivamente, a composição química (carácter aluminoso ou alcalino
do meio) e a temperatura do meio de cristalização.
O desenvolvimento das pirâmides está directamente relacionado com a acidez
do meio, alcalinidade (Al/total de álcalis) e pela agpaicidade, índice A, que reflecte a
relação (Na/AI-K). Assim, a pirâmide {211} é frequente nos zircões originados em
meios hiperaluminosos ou hipoalcalinos enquanto que a pirâmide {101} é
característica de meios hipoaluminosos ou hiperalcalinos.
As formas de prisma parecem fornecer importantes informações quanto à
temperatura, expressa sob a forma de um índice, T, sendo os prismas {110} mais
desenvolvidos em meios de temperaturas mais baixas enquanto a forma {100}
predomina em meios de temperatura mais elevada, característica de rochas
efusivas. As formas de prisma constituem deste modo um importante geotermómetro
(PUPIN & TURCO, 1972b).
131

Os índices A e T representam agentes físico-químicos do meio de
cristalização, admitindo-se serem os principais responsáveis pelo desenvolvimento
respectivamente das formas piramidais (PUPIN, 1976; PUPIN, 1980) e das formas
prismáticas (PUPIN & TURCO, 1972b).
Segundo PUPIN (1976) as formas cristalográficas mais frequentes no zircão
são as formas prismáticas a que correspondem os símbolos de Miller {100} e {110}
e as formas piramidais {101}, {211} e {301} (mais rara). Com base nas formas mais
frequentes e no desenvolvimento relativo das faces Pupin construiu uma tabela de
classificação tipológica, de oito linhas e oito colunas, onde inclui 66 tipos e subtipos
fundamentais (figura III.33).
Nas abcissas superiores estão representados os símbolos de Miller das formas
de pirâmide mais frequentes, com o correspondente índice A (relacionado com a
presença ou ausência de faces piramidais) ao longo da abcissa inferior e cujos
valores se distribuem por cada coluna entre 100 e 800. Analogamente, nas
ordenadas à esquerda encontram-se os símbolos das formas de prisma mais
frequentes com correspondentes valores do índice T (relacionado com a presença
ou ausência de fácies prismáticas) também numerados de 100 a 800.
Hl.3.4.2 - Papel da água
A água desempenha um papel preponderante no desenvolvimento das faces
do cristal, principalmente em magmas graníticos. Os fenómenos de
sobrecrescimento tardio em zircões acompanham efeitos de alteração deutérica na
rocha hospedeira. As rochas que mostram petrograficamente fenómenos deutéricos
apresentam aspectos de sobrecresci mentos tardios sobre os cristais de zircão os
quais desenvolvem o prisma {110} em detrimento do prisma {100}, fazendo baixar o
índice T da população (PUPIN et ai., 1978). Nos magmas pobres em água o zircão
cristaliza durante um período inicial enquanto que nos magmas ricos em água se
assiste à cristalização mais prolongada do zircão com enriquecimento progressivo
em elementos menores sendo exemplos o urânio, o tório e o ítrio (PUPIN, 1976;
PUPIN 1980).
132

P O pr
R
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(110)
(100)«(110)
(100) (110)
(10 O)» (110)
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300
N
D
I
400 £
Figura. 111.33 - Principais tipos e subtipos de zircão considerados na classificação tipológica
(In: PUPIN, 1988).
500
600
700
800
E
133

III.3.4.3 - Relação moscovite/morfologia
Estudos em amostras de leucogranitos e granitóides com moscovite do
Maciço Central Francês conduziram ao estabelecimento de um limiar térmico para a
moscovite. Utilizando a classificação tipológica de coordenadas (IA, IT.) verificou-
se que os granitos com moscovite contêm populações de zircão cujo índice I.T. é
inferior a 450, sendo este índice inferior a 350 nas rochas ainda mais ricas em
moscovite (PUPIN & TURCO, 1974).
Para se proceder à resolução de problemas petrogenéticos a partir do estudo
de zircões deve-se ter em conta os seguintes aspectos (PUPIN & TURCO, 1975):
- estudo estatístico das dimensões dos cristais (comprimento, largura,
alongamento)
- grau de desgaste ou de corrosão (cristais automórficos, arredondados,
ovóides, etc.)
- morfologia dos cristais, pela combinação das formas de prisma e de pirâmide.
Dos numerosos trabalhos efectuados por diversos autores é interessante
referir que em granitos albitizados assim como em rochas com abundância de
feldspato potássico (aumento do grau de alcalinidade) predomina a forma de
pirâmide {101} ; nos leucogranitos tipicamente crustais, assim como em granitos de
duas micas, o prisma {110} é mais desenvolvido; em rochas plutónicas com
hornblenda e nos dioritos em geral a forma de prisma mais desenvolvida é a {100}
(PUPIN & TURCO, 1975).
Estes diferentes aspectos estão relacionados com as condições de
cristalização. No decurso da cristalização, em que se dá um enriquecimento do
magma residual em álcalis, observa-se um desenvolvimento simultâneo do prisma
{110} (característico de baixas temperaturas) e da pirâmide {101} (traduzindo um
aumento do coeficiente de agpaicidade).
PUPIN (1988) definiu uma zonalidade magmática para granitóides a partir do
estudo tipológico do zircão em diversos domínios orogénicos, realçando a
importância da utilização deste mineral acessório na determinação da polaridade de
antigos orógenos, com base nos valores do índice T.
134

VAVRA (1990) apresenta o resultado de estudos de zonamento por
catodoluminescência em zircões de diferentes ambientes (gneisses, granodioritos,
leucogranitos). Neste trabalho salienta-se a importância da cinética do crescimento
no desenvolvimento relativo das formas de prisma {100} e {110}, sobretudo
controlada pela supersaturação de zircão no magma. Tomando como exemplo o
caso dos leucogranitos, os cálculos de WATSON & HARRISON (1983) para a
previsão da concentração de Zr num magma saturado em função da temperatura
mostram que o teor em Zr é relativamente baixo (cerca de 40 ppm) e
aproximadamente igual à concentração correspondente à saturação. Nestas
condições de supersaturação a forma {110} desenvolve-se mais rapidamente. A
dificuldade no desenvolvimento da forma de pirâmide {211} parece por seu lado
estar relacionada com a adsorção de átomos sobre essa forma. A investigação da
cinética de crescimento de determinadas formas do zircão contribuem para revelar
mais informações sobre a petrogénese de granitóides, para além das já obtidas
apenas do estudo tipológico.
BENISECK & FINGER (1993), a partir de estudos de zonamento efectuados à
microssonda electrónica, concluíram que o desenvolvimento das formas de prisma
do zircão não está relacionado com a temperatura, e que por esse motivo o zircão
não deve ser utilizado como geotermómetro. Estes autores apresentam argumentos
de natureza química, sugerindo que o U, frequentemente localizado na estrutura do
zircão em rochas graníticas, pode produzir um efeito de adsorção levando ao
desenvolvimento de formas de prisma {110} dominante. Como durante o
arrefecimento o magma vai enriquecendo em U, Th, Y e elementos de terras raras
por cristalização fraccionada, há uma tendência para que o zircão cristalize sob a
forma de prisma {110}, coincidindo com as conclusões de PUPIN (1980).
Apesar da divergência na argumentação quanto às razões do desenvolvimento
de formas dominantes no zircão durante a cristalização magmática, os vários
autores enaltecem a importância da utilização deste mineral para o estabelecimento
das condições petrogenéticas das rochas graníticas.
III.3.4.4 - Aplicação ao maciço de granitos de duas micas de Cabeceiras de
Basto
Dos zircões cuidadosamente separados consideraram-se três populações, de
cerca de cem indivíduos cada, para futuro estudo geocronológico pelo método do U-
135

Pb. Dos restantes fez-se um estudo ao microscópio electrónico de varrimento, quer
morfológico quer geoquímico, neste último caso utilizando a microanálise de raios X.
No presente trabalho não foi possível empreender um estudo tipológico estatístico
exaustivo pelo método de PUPIN & TURCO (1972a) dado o número insuficiente de
grãos de dimensões adequadas a uma inequívoca identificação das formas.
Pretende-se apenas chamar a atenção para a importância deste método no estudo
petrogenético de rochas graníticas e, com o material disponível, obter indicações
complementares sobre o meio de cristalização e consequentemente contribuir para
uma melhor caracterização dos granitos de duas micas da carta de Cabeceiras de
Basto.
0 quadro 111.21 representa um quadro-resumo das formas que caracterizam
cada subtipo identificado, assim como os correspondentes valores dos índices T e
A.
Os tipos morfológicos mais comuns nos três grupos de granitos são o L e o S,
respectivamente constituídos por um prisma e duas pirâmides e por dois prismas e
duas pirâmides. O desenvolvimento relativo das formas permite identificar subtipos
cujos índices A e T fornecem indicações sobre as características do meio de
cristalização.
1 - Grupo de grão fino. G'f
Neste grupo de granitos foram identificados os seguintes subtipos de formas:
L2,L4,S2,S7,S13 e S18. Os índices IT e IA variam respectivamente entre os valores:
200-600 e 300-500. Verifica-se um predomínio do tipo S sobre o tipo L, sendo os
subtipos mais frequentes S2 e L2. É importante salientar que foi apenas nestes
granitos que se identificaram as formas de zircão correspondentes a um índice T
mais elevado, S13 (IT=500) e S18 (IT=600). Recorde-se que o subtipo S18 é
caracterizado por um desenvolvimento semelhante das formas de pirâmide {101} e
{211} e um maior desenvolvimento do prisma {100}, predominante em meios mais
"quentes".
136

Quadro 111.21 - Subtipos de zircões identificados nos granitos em estudo, respectivas formas
simples e índices T e A .
Subtipos Formas simples I.T. I.A.
G1 Um prisma {110}
Uma pirâmide {101}
L2 Um prisma {110}
Duas pirâmides {101 }{211}
S2 Dois prismas {100}«{110}
Duas bipirâmides {101 }

III.3.4.5 - Conclusões preliminares sobre a importância petrogenética dos tipos
de zircão identificados
Pode-se concluir que os tipos de zircão S e L são dominantes nos três grupos
de granitos, caracterizando de uma maneira geral condições de cristalização de
acordo com as dos granitos aluminosos, com IA e IT fracos (IA

CAPÍTULO IV
GEOQUÍMICA DE ROCHA TOTAL

IV.1- CONDIÇÕES EXPERIMENTAIS
Foram seleccionadas 54 amostras representativas das fácies graníticas que
constituem o maciço de Cabeceiras de Basto para para análise química de
elementos maiores e alguns menores (Rb, Ba e Sr). Entre estas amostras foram
escolhidas um total de 50 para análise de elementos menores complementares ( 47
de Li e W, 46 de Sn , 30 de Nb, 34 de Zr e 43 de F) e 23 para análise de terras
raras. Não se consideraram para o estudo geoquímico os granitos de duas micas
das fácies porfiróide de grão médio a grosseiro (y'rcmg) e de grão grosseiro de
tendência porfiróide (y'g2) em consequência da sua reduzida representatividade na
carta geológica que serve de base a este estudo e do escasso número de amostras
disponíveis.
Os elementos maiores, elementos menores associados e elementos de terras
raras foram analisados pelo método ICP (GOVINDARAJU & MEVELLE, 1987) no
Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques (CRPG) de Nancy
(Franca). A precisão das análises é de 5% para os elementos maiores e 10% para
os elementos menores. As análises de elementos menores complementares foram
igulmente efectuadas no CRPG pelo método de Absorção Atómica com uma
precisão de 2 a 5%.
0 estudo geoquímico dos granitóides do maciço de Cabeceiras de Basto será
abordado em três partes:
1 ) Caracterização química das unidades e da sua evolução primária.
2) Influência química dos processos hidrotermais tardi- a pós-magmáticos.
3) Estudo do comportamento do Li, Sn e W em associação com a evolução
magmática e processos hidrotermais. Este estudo será objecto de um capítulo
dedicado à abordagem metalogénica.
140

IV.2 - DOMÍNIO DE COMPOSIÇÃO E EVOLUÇÃO DAS UNIDADES
GRANÍTICAS
IV.2.1 - INTRODUÇÃO
O estudo petrográfico mostrou claramente a importância das recristalizações
induzidas pelos processos hidrotermais tardi- a pós-magmáticos nas fácies
estudadas. A substituição, em intensidade variável, das paragéneses primárias
(plagioclase, biotite, feldspato potássico) por minerais secundários (moscovite II,
albite) tende a modificar significativamente a composição inicial das rochas,
principalmente em relação aos elementos considerados móveis (Si, Na, K, Rb, Sr).
Este facto sugeriu a selecção de amostras menos afectadas por aqueles processos
com o objectivo de se estabelecerem os caracteres químicos específicos das três
unidades graníticas assim como das respectivas evoluções primárias.
As composições químicas das amostras representativas dos três grupos (em
termos de elementos maiores, menores e de terras raras) encontram-se
representadas no quadro IV. 1. e no anexo X.
As três unidades pertencem ao grupo dos leucogranitos muito evoluídos
caracterizados pela sua riqueza em sílica (70.5% a 73.5%) e em álcalis
(7.8

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142

IV.2.2 - DIAGRAMAS SELECCIONADOS
Para ilustrar os domínios de composição e os caracteres evolutivos dos três
grupos graníticos foram seleccionados vários diagramas químicos e químicomineralógicos.
Numa primeira série de diagramas (figura IV. 1) projectaram-se
elementos maiores e menores em função do parâmentro B=Fe+Mg+Ti (calculado a
partir do número de milicatiões dos elementos em 100 gramas de rocha). Este
parâmetro é directamente proporcional à percentagem em biotite ( único mineral
ferromagnesiano destes granitos) e pode representar um índice de evolução das
rochas.
O segundo diagrama deve-se a de La ROCHE (1964). Baseando-se no
diagrama clássico QAP (JOHANNSEN, 1938; JUNG & BROUSSE, 1959,
STRECKEISEN, 1967) associa duas representações paramétricas rectangulares:
Q/F e B/F (Q=Si/3-(Na+K+2Ca/3), F=K-(Na+Ca) e B=Fe+Mg+Ti (figura IV.2). Os
parâmetros são calculados a partir do número de milicatiões dos elementos em 100
gramas de rocha, tendo a vantagem de não se restringir à fase quartzo-feldspática
mas de ter em conta o papel desempenhado por todos os outros minerais. Na parte
inferior do diagrama o quartzo, a plagioclase e o feldspato potássico distribuem-se
nos vértices de um triângulo aproximadamente equilátero. Como as micas (biotite e
moscovite) se localizam próximo da base o parâmetro Q é, no caso dos granitos
apenas com biotite ou de duas micas, proporcional ao teor em quartzo das rochas.
Com base em equações teóricas é possível definir neste diagrama os vectores
exprimindo os processos hidrotermais tais como a moscovitização da plagioclase
(3Ab+K + Mo+3Na + ) e a albitização da plagioclase (Or+Na

S102
N«20
76
74
72
70
350
300
250
200
Ba 150
100
3. 5
A
•
■
•
• G'f
A G'm
■ G'O
15 20 26 30 35 40 46 60
3
A
•
A *
16
16.5
AI203 15
14.6
A
* •
14
1 6 20 25 30 35 40 46 60
B B
■
•
8
K20 S
6.5 •
4,6
* A
■
• A
2, 6 — . .
16 20 26 30 35 40 45 60 16 20 26 30 36 40 45 60
A
•A
B B
■
■
•
28
24
20
Nb
16
50 ■ 12 A • "
0
1 6 20 26 30 36 40 46 50
■
A
■ •
8
1 6 20 26 30 36 40 45 60
B B
200 • 70
170 60 •
140
Zr 110
80
50
20
■ A
•A
•
A ■
60
40
La
30
20
10
■ A
A
•
* " "
1 6 20 25 30 36 40 46 50 16 20 25 30 35 40 45 60
B B
Figura. IV.1 ­ Variação de óxidos (% em peso) e de elementos menores (ppm) com o parâmetro
B=Fe+Mg+Ti ilustrada para três amostras representativas de cada grupo de
granitos do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro.
144

peraluminoso é utilizado em rochas apresentando (K+Na+2Ca)AI>(K+Na) e (K+Na)>AI. O parâmetro B=(Fe+Mg+Ti) (La
ROCHE, 1964), sendo proporcional à quantidade em peso de minerais escuros,
associado ao parâmetro A constitui um diagrama particularmente adaptado à
avaliação do carácter peraluminso das rochas ígneas, reflectindo a natureza e
proporções dos seus minerais característicos (minerais para além do quartzo e
feldspatos).
Este diagrama exprime o balanço entre minerais peraluminosos
característicos, mais ou menos ricos em Al (moscovite, biotite, aluminossilicatos) e
os minerais metaluminosos, pobres ou desprovidos de sílica. Encontra-se dividido
em vários sectores por linhas traçadas a partir da origem, ponto onde se encontram
o quartzo e feldspatos, dependendo a posição da rocha da natureza e proporções
dos minerais característicos.
O parâmetro A é muito sensível aos fenómenos de alteração, sendo o
diagrama fortemente discriminante relativamente aos processos de moscovitização.
O carácter aluminoso das rochas ígneas reveste-se de grande importância
petrogenética, nomeadamente nas suas implicações quanto à natureza da fonte dos
materiais, sendo possível distinguir três tipos principais de associações magmáticas:
cafémicas, alumino-cafémicas e aluminosas (DEBON & LE FORT, 1983). As rochas
peraluminosas podem pertencer a qualquer um dos tipos, dependendo da fonte dos
materiais: as associações cafémicas procedem de uma fonte exclusivamente
mantélica ou, mais frequentemente, de uma fonte siálica ou híbrida com uma
importante componente mantélica; as alumino-cafémicas parecem proceder de uma
fonte híbrida com predominância de material siálico ou com uma contribuição
mantélica; as associações aluminosas são quase totalmente derivadas da anatexia
de material siálico. Os granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto
encontram-se nesta última situação.
145

10
30
50
230
210
170
Z
+
­HO
• G'f
A G'm
■ G'g
­HO
A
m
■ A
Mo Or
A
I A
A* A *
A A
40
F = K­(N,3+Ca)
F=K­lNa+Ca)
Figura. IV.2 ­ Tendências evolutivas primárias no diagrama químico­mineralógico duplo Q­F, B­F
(La ROCHE, 1964).
Qz ­ quartzo; Or ­ feldspato potássico; PI ­ plagioclase; Mo ­ moscovite; Bi ­ biotite. Parâmetros
expressos em milicatiões de cada elemento em 100 gramas de rocha. Descrição do diagrama no
texto.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro.
HO
146

­1000
Ap.Ct
« A.Al­(K­>Na­»2Ca)
^A.Al­(K*Na«2Ca)
And
Tr. .Cd
' © ./,, \
90 -, S3
80
A 70
60 -<
A •
■ • • Gf
.
A Gm
A ■ Gg
A
A A • • •
•
A
A
A ■
10 20 30 40
B
50 60
Figura. IV.3 ­ Diagrama A­B de minerais característicos (DEBON & Le FORT, 1983).
a) ­ Sectores em que se divide o diagrama (I, II, III, IV, V e VI) e composição dos minerais
característicos ( And ­ andaluzite; Ap ­ apatite; Bi ­ biotite; Cd ­ cordierite; Cl ­ clorite; Ct ­ calcite; Di ­
diopsido; Ep ­ epídoto; Esf ­ esfena; FK ­ feldspato potássico; Gr ­ piralspite; Hb ­ hornblenda; Hi ­
hiperstena; llm ­ ilmenite; Mt ­ magnetite; Mo ­ moscovite; Ol ­ olivina; PI ­ plagioclase; Q ­ quartzo;
Sil ­ silimanite; Tr ­ turmalina).
b) ­ Selecção do domínio peraluminoso e dos principais grupos petrográficos: gr ­ granito; ad ­
adamelito; Associações magmáticas: Alum ­ aluminosa; Alcaf ­ alumino­cafémica; Cafem ­ cafémica.
c) ­ Carácter aluminoso de amostras mais sãs seleccionadas dos granitos de Cabeceiras de Basto.
Parâmetros expressos em milicatiões de cada elemento em 100 gramas de rocha. Descrição do
diagrama no texto.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro.
Q>
147

Com o objectivo de reduzir o papel de diluição desempenhado pelo quartzo e a
influência da moscovite desenvolveu-se uma nova representação paramétrica
inspirada na abordagem efectuada por de La ROCHE (1980) e de La ROCHE et ai.
(1980). Os minerais principais constituintes dos granitos de duas micas encontram-
se distribuídos por quatro vértices de um tetraedro (Figs. IV.4 a - b). A
transformação deste tetraedro mineralógico num tetraedro químico é feita através da
combinação das equações químicas derivadas da distribuição dos minerais. O
diagrama obtém-se pela projecção segundo o vértice Q (que associa
quartzo+moscovite) sobre o plano de base P-JF-JB-Í (plagioclase, feldspato potássico,
biotite). Os parâmetros deste diagrama triangular sã assim definidos:
P^Na+Ca
F1=(Na+2Ca+3K)-[AI+2(Fe+Mg+Ti)/3]
B-|=Fe+Mg+Ti
Os parâmetros são calculados como anteriormente a partir do número de
milicatiões dos elementos por 100 gramas de rocha.
O facto de se eliminar o papel do quartzo e da moscovite permite caracterizar
melhor a fase feldspática, relativamente à variações da razão feldspato
potássico/plagioclase. Além disso, reduz-se significativamente a influência química
do processo de moscovitização da plagioclase e da biotite.
148

Figura. IV.4 - Diagrama químico-mineralógico P1-F1-B1.
a) - Localização de amostras mais sãs seleccionadas, e de uma amostra moscovitizada para
comparação (16).
b) - Tetraedro Q-P1-F1-B1 no qual se exemplifica a redução do efeito da moscovitização comparando
o posicionamento relativo de duas amostras (uma sã, 84, e outra intensamente moscovitizada, 16)
inicialmente no interior do tetraedro e após a projecção na sua base. P-j - plagioclase; Fr feldspato
potássico;Br biotite; Q - quartzo+moscovite. Descrição do diagrama no texto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
149

IV.3 - CARACTERÍSTICAS PRIMÁRIAS DAS UNIDADES GRANÍTICAS
IV.3.1 - DIAGRAMAS ELEMENTARES
Os diagramas de elementos vs. parâmetro B para as amostras sãs
seleccionadas (figura IV. 1) revelam informações importantes permitindo discriminar
as três séries graníticas.
As amostras de cada um dos três grupos distribuem-se ao longo de uma gama
de valores do parâmetro B aproximadamente equivalente (esta gama é incompleta
nesta fase do estudo pelo facto de se terem eliminado as amostras mais alteradas).
Os teores em Si02 (apresentando um comportamento incompatível) e em Al203
(globalmente compatível) encontram-se muito dispersos sem discriminação das
unidades. Este comportamento implica fortes variações da carga em quartzo e em
moscovite destas rochas, independentemente do seu grau de evolução. Os teores
em Na encontram-se agrupados numa estreita gama de valores (2.7-3.3%) e não
apresentam variação significativa com a evolução das séries. Nota-se contudo que
as amostras do grupo G'f se localizam num domínio de valores mais baixos. O
potássio apresenta um carácter compatível e, salvo as rochas mais porfiróides
associadas à fácies G'g, as amostras dos três grupos distribuem-se ao longo de
alinhamentos independentes com tendência a convergirem ao nível dos termos mais
evoluídos. Uma tal distribuição das amostras, segundo tendências mais ou menos
independentes em função dos três grupos, encontra-se igualmente, por vezes mais
acentuadamente, nos elementos menores, sobretudo naqueles considerados
imóveis (Nb, Zr e terras raras).
Desta primeira abordagem verifica-se que, apesar do carácter muito evoluído
comum aos granitos de duas micas, os três grandes conjuntos petrográficos que
formam o maciço de Cabeceiras de Basto se discriminam quimicamente para vários
elementos maiores e menores constituindo assim três unidades independentes.
150

IV.3.2 - DIAGRAMAS PARAMÉTRICOS MULTIELEMENTARES
O estudo da distribuição das amostras sãs no diagrama químico-mineralógico
duplo Q/F-B/F (figura IV.2) põe em evidência vários aspectos significativos:
- As amostras aparecem fortemente dispersas no diagrama Q/F enquanto que
no diagrama B/F se observa melhor concentração e organização. Sem se poder
excluir totalmente a acção química dos processos hidrotermais, esta dispersão pode
estar relacionada com com as fortes variações da carga em quartzo e moscovite das
rochas, e, para as amostras porfiróides associadas à fácies G'g, uma acumulação
mais ou menos marcada em feldspato potássico.
- A fácies G'f discrimina-se nitidamente das fácies G'm e G'g (que ocupam a
mesma área de distribuição) por um carácter mais potássico exprimindo a sua maior
riqueza em minerais potássicos (feldspato potássico e moscovite) para uma
quantidade equivalente em biotite.
- As amostras dos três alinhamentos distribuem-se no diagrama B/F ao longo
de tendências que, paralelamente à diminuição da carga em biotite, se caracterizam
por um decréscimo do carácter potássico e, pelo contrário, um aumento do carácter
sódico. Uma tal evolução, denominada sílico-sódica, (de La ROCHE, 1964; DEBON
& Le FORT, 1983) é característica dos granitos de duas micas. Trata-se de uma
tendência semelhante à tendência II dos granitos sintectónicos estudados por
NORONHA (1983), controlada pelo teor em plagioclase .
O diagrama A-B (Figura IV.3 -c) permite materializar a mineralogia dos
granitos em função da sua composição química. Todas as amostras em estudo se
projectam no domínio dos granitos peraluminosos, na sua maioria no sector dos
leucogranitos (B < 38.8, 7%), em que a moscovite predomina sobre a biotite, sendo
o parâmetro A relativamente elevado variando entre os seguintes valores dentro de
cada grupo: granitos de grão fino: 63.95 < A < 85.58; granitos de grão médio: 54.81
< A < 81.93; granitos de grão grosseiro: 57,79 < A < 85.29. Estes valores confirmam
o carácter fortemente aluminoso do complexo de Cabeceiras de Basto.
Tal como foi sublinhado anteriormente, o interesse do diagrama mineralógico
B-i (biotite) - P-i (plagioclase) - F^ (feldspato potássico) é o de poder eliminar o papel
representado pelo quartzo e pela moscovite sobre o quimismo das rochas
estudadas e de poder assim caracterizar o comportamento da fase feldspática
(figura IV.4). O estudo da distribuição das amostras sãs seleccionadas neste
151

diagrama mostra que as três fácies ocupam domínios distintos exprimindo variações
significativas das razões feldspato potássico/plagioclase entre os três conjuntos, o
que confirma a observação petrográfica deduzida da abordagem normativa.
Para melhor ilustrar a capacidade que o diagrama B1P1F1 apresenta de
minimizar significativamente o efeito da moscovitização seleccionaram-se como
exemplo duas amostras da fácies de grão fino: uma praticamente sã e outra
intensamente moscovitizada, respectivamente as amostras 84 e 16. Comparando a
sua localização no interior do tetraedro (Q-B1-P1-F1), onde se verifica uma
apreciável evolução química entre as duas amostras, com a sua posição relativa na
base B-JP-JF-I, é evidente uma evolução em que o efeito da moscovitização foi
drasticamente reduzido.
IV.3.3 - COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS DE TERRAS RARAS
Os elementos de terras raras constituem globalmente um grupo com
propriedades físico-químicas e configuração electrónica semelhantes. Formam na
generalidade iões com carga 3 + (exceptuando-se o Eu e o Ce, de cargas 2 + e 4 +
respectivamente) cujo raio iónico diminui com o aumento do número atómico. A sua
particular configuração electrónica, caracterizada por duas camadas insaturadas (5d
e 4f) e uma saturada (6s), confere a este grupo uma coerência geoquímica que,
associada à relativa imobilidade das terras raras face a fenómenos de alteração,
tornam estes elementos muito importantes na interpretação geoquímica e
petrogenética.
O comportamento geoquímico dos elementos de terras raras tem sido
largamente utilizado para testar modelos petrogenéticos para a origem de magmas
graníticos (e.g., EMMERMANN et ai., 1975; HANSON, 1978; MARUEJOL, et ai.,
1990; ORTEGA & IBARGUCHI, 1990) e averiguar interacções entre magma, fluidos
tardios e rocha granítica sólida ( ALDERTON et ai., 1980; MUECKE & CLARKE,
1981; HARRIS étal., 1986).
A abordagem elementar precedente mostrou que os elementos menores e
particularmente Nb, Zr e terras raras , elementos tidos como imóveis, permitem pelo
seu comportamento diferencial discriminar as três séries graníticas do maciço de
Cabeceiras de Basto.
152

Seleccionaram-se nove amostras representativas do complexo granítico,
subdivididas em três por cada série granítica de acordo com o seu grau de evolução
(uma menos evoluída, outra de evolução intermédia e uma mais evoluída) cujos
espectros normalizados à composição média do condrito C1 (EVENSEN et ai.,
1978) se encontram na figura IV. 5 .
As terras raras, tendo um comportamento marcadamente compatível no
decurso da evolução das três séries, caracterizam-se por espectros fortemente
fraccionados em função das três fácies: (La/Yb)N=51.8-21.2 para G'f; 32.6-13.3
para G'm; 34.2-8.2 para G'g . A média dos respectivos somatórios de terras raras
situa-se na gama apresentada pelos granitos do grupo II, sinorogénicos, de HARRIS
et ai. (1986) nos quais análises representativas de granitos dos Himalaias, granitos
hercínicos do SW da Europa e um granito dos Alpes mostram variações do ITR
(ppm) respectivamente entre os valores: 17.8-75.2, 19.6-147.5 e 37.5. No entanto,
o ITR dos granitos em estudo é nos três casos superior ao valor médio mencionado
por COCHERIE (1978) para leucogranitos (ITR = 64.77 ppm).
Nota-se a existência de uma forte anomalia negativa em Eu que tem
geralmente tendência a aumentar no decurso da evolução das rochas ((Eu/Eu*)N:
0.52-0.25).
Espectros mostrando de forma semelhante um enriquecimento em terras raras
leves e exibindo uma anomalia em Eu moderada a forte são típicos dos de granitos
hercínicos ibéricos, e.g. ALBUQUERQUE (1978); ROTTURA et ai. (1989); e em
particular dos granitos de duas micas: e.g. COCHERIE (1978); DIAS (1987);
ORTEGA & IBARGUCHI (1990); MATOS (1991); NEIVA & GOMES (1991).
O acentuado comportamento compatível das terras raras, nitidamente
correlacionadas com Zr, pode ser explicado pela cristalização e fraccionamento
precoce dos minerais portadores (zircão e monazite) durante a evolução das três
séries.
153

Figura. IV-5 - Espectros de terras raras, normalizadas ao condrito C1, de amostras
representativas dos três grupos de granitos em estudo.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
154

IV.3.4 - COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS MENORES Ba, Rb, Sr
Os elementos Ba, Rb e Sr, quer das amostras menos alteradas quer das
moscovitizadas e albitizadas, distribuem-se pelo campo dos granitos muito
diferenciados e dispersam-se pela área próximo desse campo no diagrama de EL
BOUSEILY & EL SOKKARY (1975), com valores de Rb sempre superiores aos de
Ba e Sr (figura IV.6). Em qualquer das fácies o elemento mais abundante é o Rb,
seguido do Ba e por último do Sr.
A gama de variação dos três elementos Ba, Rb e Sr nas amostras menos
afectadas do complexo de Cabeceiras de Basto compreendem os teores
encontrados por DIAS (1987) para as fácies primárias dos maciços de St. Ovídio,
Nora e Arga, na região de Ponte de Lima, sendo também comparáveis os teores em
Rb e Ba nas amostras em que se verifica a moscovitização da plagioclase.
Contudo, os teores em Sr das amostras moscovitizadas do complexo de Cabeceiras
são sensivelmante superiores.
Procedeu-se ao estudo do comportamento geoquímico de Ba, Rb e Sr nas
amostras representativas de fácies menos alteradas pelos fenómenos de alteração
com um parâmetro que possa traduzir uma evolução magmática, e.g, B=Fe+Mg+Ti
(figura IV.7). Se se atentar separadamente em cada uma das fácies verifica-se que
estes três elementos exibem um comportamento semelhante nas fácies de grão
médio (G'm) e grosseiro (G'g), isto é, Ba e Sr tendem a diminuir com a evolução
enquanto que o Rb apresenta um comportamento incompatível, aumentando no
decurso da evolução magmática. Em relação à fácies de grão fino (G'f) o
comportamento do Ba também tende a diminuir com a evolução magmática sendo
contudo mais complexo o comportamento quer do Rb quer do Sr.
Na generalidade, K, Rb e Ba entram preferencialmente na estrutura da biotite,
K e Ba incorporam-se no feldspato potássico, enquanto que Ba e Sr tendem a
entrar na estrutura respectivamente do feldspato potássico e da plagioclase. Num
processo de fusão parcial a razão Rb/Sr aumenta na fase líquida do magma com a
presença da plagioclase e diminui pela presença da biotite. As razões K/Ba e K/Rb
são afectadas principalmente pelo feldspato potássico ou pela biotite (diminuindo
na fase líquida), a razão Sr/Ba diminui com a plagioclase, aumentando ligeiramente
com o feldspato potássico e com a biotite (HANSON, 1978).
155

Rb
• G'f
A G'm
■ G'g
9 G'f alb
O G'f mp
• G'f mb
A G'm alb
A G'm mp
A G'm mb
[I G'g alb
□ G'g mp
■ G'g mb
Figura. IV­6 ­ Projecção de amostras sãs (a) e alteradas (b) do complexo granítico de Cabeceiras
de Basto no diagrama Ba­Rb­Sr de EL BOUSEILY & EL SOKKARY (1975). I ­
granitos fortemente diferenciados; II ­ granitos normais; III ­ granitos anómalos; IV ­
granodioritos; V ­ quartzodioritos; VI ­ dioritos.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro; alb­amostras com
predomínio de albitização; mp­amostras com moscovitização predominante da plagioclase ; mbamostras
exibindo moscovitização da plagioclase e da biotite.
156

o
E
b
o o o
o o o
CO CM •­
• * ■ * - *
o o o
o o o
CO CM —
O O O
o o o
CO CM ^

Confrontou-se o comportamento dos elementos menores Ba, Rb, Sr entre si e
com K , no conjunto das amostras dos três grupos de granitos em estudo.
As melhores correlações observam-se entre Ba e Rb, K e Rb (ambas
ligeiramente negativas) e entre K e Ba (com tendência para uma correlação
positiva). Quanto a Ba e Rb relativamente ao Sr verifica-se uma maior dispersão
confirmando-se no entanto a correlação negativa entre Ba e Rb para teores
semelhantes em Sr (figura IV.8).
De uma maneira geral os granitos do complexo em estudo apresentam baixos
valores da razão K/Rb. Verifica-se uma tendência para a diminuição desta razão em
direcção aos termos mais diferenciados, mais definida nos grupos de grão médio e
grosseiro, o que está de acordo com o comportamento incompatível do Rb por um
lado e com a incorporação de K no feldspato potássico e nas micas por outro. No
grupo de grão fino a gama de variação dos valores da razão K/Rb é mais estreita do
que nos outros dois grupos, pressupondo uma maior incorporação do Rb na biotite
cuja expressão normativa é relativamente maior neste grupo. K e Ba apresentam
uma correlação positiva nos três tipos de granitos sendo a razão K/Ba mais elevada
nos grupos G'm e G'g do que em G'f e nas amostras mais evoluídas dos três
grupos.
No quadro IV. 2 estão representadas as gamas de variação das razões K/Rb e
K/Ba. As respectivas tendências com a evolução magmática para as amostras mais
sãs dos três grupos de rochas graníticas do complexo em estudo encontram-se
ilustradas na figura IV.9.
158

300
A • 5
•
• •
_ 200
Ba
100
o
A%*
a
"A* a
A
•
B
B
a
4.5
K
4
B A *
A
A A Î .
* A
•
«
"A
•
B
B
250 400 550
250 400 550
Rb
Rb
300
_ 200
Ba
•
A •
A
5
• •
A • #A B •
100
o
• «A
• BJ
av
I
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A
A
a
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•
4,5
K
4
a
" " • "
li
A f A
0 50 100 150 200
0 100 200 300
Sr
Ba
Ba
550 a
Rb
400
• •
■ A
A
0 50 100 150 200
Sr
A­
• G'f
A G'm
a G'g
Figura. IV.8 ­ Correlações entre os elementos Ba, Rb, Sr e K de amostras seleccionadas menos
afectadas pelos fenómenos de alteração .
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro.
Quadro IV.2 ­ Gama de variação dos valores das razões K/Rb e K/Ba nos três grupos de granitos
em estudo.
K/Rb K/Ba
G'f 91,2­ 115,7 134,0­259,3
G'm 87,9­ 137,4 127,3­406,4
G'g 71,3 ­ 134,5 189,1 ­623,0
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro.
159

140
120
? 100
■ *
A • G'f
A A • A G'm
■ G'g
H A" . S
80
■ ■
KO
■
10 20 30
600
500
£ 400 ■ *
* 300 Al
200
■
B
■
1* ■
40 50
••
100
A
1 0 20 30 40 50
Figura. 1V.9 ­ Variação das razões K/Rb (a) e K/Ba (b) com o parâmetro B=Fe+Mg+Ti de amostras
seleccionadas menos afectadas pelos fenómenos de alteração .
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro.
IV.4 ­ CARACTERÍSTICAS QUÍMICAS DAS EVOLUÇÕES
HIDROTERMAIS TARDIAS
O estudo petrográfico mostrou que a maioria das amostras constituintes do
maciço de Cabeceiras de Basto foram de forma variável afectadas por
recristalizações em condições hidrotermais tardi­ a pós­magmáticas. Sem que se
possa estabelecer a sua cronologia podem­se no entanto distinguir dois processos
dominantes:
­ moscovitização que afecta principalmente a plagioclase e, em intensidade
variável, a biotite;
­ albitização do feldspato potássico manifestando­se por um desenvolvimento
das pertites e pelo aparecimento de pequenos cristais de albite corroendo a
bordadura dos cristais.
B
160

Com base em equações teóricas ilustrando estes processos é possível prever
o comportamento dos elementos químicos:
IV.4.1 - MOSCOVITIZAÇÃO DA PLAGIOCLASE
3Anortite + 2K —> 2 Moscovite + 3Ca
3 Albite + K —> 1 Moscovite + 6Quartzo + 3Na
Pelo facto de a composição da plagioclase dos granitos de Cabeceiras de
Basto ser muito albítica a segunda equação predomina sobre a primeira. A
realidade desta equação é comprovada pela frequente existência da associação
simplectítica moscovite ll+quartzo. Estas reacções implicam uma entrada de K e
uma saída de Na e Ca assim como libertação de sílica de que uma parte pode
eventualmente migrar.
IV.4.2 - MOSCOVITIZAÇÃO DA BIOTITE
Devido ao seu carácter aluminoso (vide Cap. Ill) as biotites dos granitos do
maciço de Cabeceiras de Basto apresentam composições intermédias entre as
séries flogopite-anite e siderofilite-estonite. As equações exprimindo a sua
moscovitização podem ser as seguintes:
3 Biotite

IV.4.3 - ALBITIZAÇÃO DO FELDSPATO POTÁSSICO
A equação traduzindo esta reacção é a seguinte:
Ortóclase + Na Albite + K
Em princípio esta reacção implica apenas uma entrada de Na compensada por
uma saída de K.
Desta abordagem teórica salienta-se que as recristalizações sofridas pelos
granitos traduzem-se essencialmente por fortes variações dos álcalis (Na e K), de
Mg e, em menor grau, de Si, Ca e Fe.
IV.4.4 - REPRESENTAÇÕES DIAGRAMÁTICAS
As composições químicas das amostras representativas das três fácies
afectadas pelos dois processos de alteração encontram-se no quadro IV.3. Como
base de comparação inseriu-se neste quadro a composição de uma amostra mais
sã de cada grupo, de evolução aproximadamente intermédia. O total das análises
químicas das amostras mais alteradas encontra-se no anexo XI.
Com o fim de ilustrar e caracterizar as evoluções químicas induzidas pelos
processos hidrotermais, estudaram-se separadamente as três fácies nos diagramas
elementares e paramétricos utilizado anteriormente.
Nos diagramas óxidos vs. parâmetro B (figura IV. 10) as amostras
moscovitizadas apresentam um leve enriquecimento em K20 e, pelo contrário, um
empobrecimento mais marcado em Na20. Esta observação está de acordo com a
equação teórica da moscovitização da plagioclase a qual assume uma entrada de
1K para uma saída de 3Na. A intensidade destas variações químicas é mais
marcada no grupo G'g em relação a G'f e G'm, sugerindo que a maior granulometria
poderá facilitar a percolação dos fluidos .
O processo de albitização do feldspato potássico não parece provocar um
decréscimo significativo de K na maior parte das amostras afectadas enquanto os
teores em Na aumentam sensivelmente . É assim possível que uma parte de K
libertado em consequência da reacção seja de novo utilizado localmente sob a
forma de uma geração de moscovite II.
162

De notar que a moscovitização da biotite, libertando Mg e, pelo menos
parcialmente, Fe, induz um decréscimo do parâmetro B provocando um afastamento
das amostras mais afectadas por este processo relativamente às amostras sãs.
Figura. IV.10 - Diagramas de óxidos (%) em função do parâmetro B=Fe+Mg+Ti de amostras
moscovitizadas (Mosc.) e albitizadas (Alb.) e sua comparação com amostras menos
alteradas (Sã), dos granitos em estudo.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
No que diz respeito aos elementos menores, nomeadamente Zr e os elementos
de terras raras considerados imóveis, nota-se que a maioria das amostras afectadas
pelos processos deutéricos apresentam uma tendência para se localizarem na
proximidade imediata dos alinhamentos definidos pelas amostras sãs (figura IV. 11).
O afastamento verificado em algumas amostras pode estar associado a uma
sensível moscovitização da biotite conduzindo a um decréscimo do parâmetro B.
Estas observações parecem confirmar a imobilidade de certos elementos menores
relativamente aos efeitos das alterações deutéricas e o interesse da sua utilização
na caracterização de séries graníticas, particularmente de granitos de duas micas
muito sensíveis a estes processos.
163

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Figura. IV.11 ­ Diagramas de elementos (ppm) em função do parâmetro B=Fe+Mg+Ti de
amostras moscovitizadas (Mosc.) e albitizadas (Alb.) e sua comparação com
amostras menos alteradas (Sã), dos granitos em estudo.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro.
A variação dos elementos menores Ba, Rb e Sr com o parâmetro B das
amostras mais afectadas pelos processos de alteração, assim como o seu
posicionamento relativamente às amostras menos alteradas, , encontra­se nos
diagramas da figura IV. 12. De uma maneira geral as alterações deutéricas
acentuam as tendências delineadas pela evolução primária para os elementos Ba e
Rb e aumentam a dispersão relativamente ao Sr. O Ba diminui nas amostras
albitizadas acompanhando a diminuição de B e tende a concentrar­se nas amostras
com moscovitização predominante da plagioclase, o que parece estar de acordo
com a afinidade deste elemento para se incorporar na estrutura dos minerais de
potássio. O Rb parece aumentar nas amostras albitizadas e simultaneamente com o
grau de evolução, mantendo o seu carácter incompatível. O comportamento do Sr é
bastante complexo, apresentando um comportamento irregular perante os
fenómenos de alteração. No entanto nos grupos de grão fino (G'f) e grosseiro (G'g)
assiste­se a uma variação interna nas amostras com moscovitização da plagioclase
165

cujos teores em Sr diminuem com o parâmetro B, notando-se uma variação
semelhante nas amostras albitizadas de G'g.
Com base nas equações teóricas precedentes é possível, no diagrama duplo
Q/F-B/F, estabelecer os vectores exprimindo as evoluções químicas provocadas
pelas recristalizações hidrotermais ( figura IV. 13). Neste diagrama, os vectores que
exprimem a moscovitização da plagioclase (paralelos às linhas Pl-G, em que G= 1
moscovite +6Quartzo) e a albitização do feldspato potássico (paralelos às linhas Or-
Pl) são opostos e transversos às tendências evolutivas primárias das três fácies.
Este facto faz realçar o interesse em utilizar o diagrama Q/F-B/F na caracterização
químico-mineralógica da alteração deutérica das rochas graníticas. O vector
exprimindo a moscovitização da biotite é pelo contrário mal definido, em parte pelo
facto da impossibilidade de avaliar o papel do Fe e do Mg. Pode-se contudo admitir
que esta transformação é acompanhada essencialmente de um aumento de quartzo
e de uma diminuição dos minerais ferromagnesianos.
O estudo da distribuição das amostras sãs e alteradas de cada grupo no
diagrama duplo Q/F-B/F (figura IV. 13) parece confirmar a realidade dos vectores
evolutivos teóricos estabelecidos.anteriormente. Com efeito, a maioria das amostras
afectadas pelos processos de moscovitização encontram-se afastadas do domínio
de distribuição das amostras mais sãs , paralelamente aos vectores PI-G-j. As
amostras essencialmente afectadas pela albitização encontram-se por sua vez
afastadas em direcção ao pólo sódico, paralelamente aos vectores Or-PI. No
entanto, algumas amostras moscovitizadas e albitizadas apresentam teores
anormalmente elevados em quartzo (valor do parâmetro Q) ou baixos em minerais
ferromagnesianos (parâmetro B). Esta dispersão pode ser explicada pela
moscovitização mais acentuada da biotite em certas amostras. O confronto entre as
observações neste diagrama e nos diagramas elementares anteriores parece
confirmar tal hipótese.
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Do mesmo modo projectaram-se as amostras mais alteradas no diagrama A-B
(DEBON & Le FORT, 1983) verificando-se que as amostras dos três tipos de
granitos, G'f, G'm e G'g, se projectam no domínio dos leucogranitos, concentrando-
se no campo I, no qual a moscovite predomina sobre a biotite (figura IV. 14). Esta
relação está patente na baixa gama de valores do parâmetro B (proporcional à
quantidade em peso de biotite). O carácter peraluminoso é confirmado pelos valores
elevados do parâmetro A que, para os presentes granitos, corresponde a valores de
Al superiores à soma de K+Na*2Ca. Como este parâmetro é particularmente
sensível à moscovitização da plagioclase a utilização do diagrama A-B permite
discriminar as amostras mais afectadas por essa alteração, as quais apresentam um
valor de A superior ao das amostras mais sãs.
As amostras moscovitizadas e albitizadas dos três grupos de granitos
destacam-se claramente no diagrama químico-mineralógico CC-AA-MM (de LA
ROCHE et ai, 1980) (figura IV. 15). Este diagrama resulta de uma transposição no
espaço das variáveis químicas de um tetraedro cujos vértices são respectivamente
ocupados pelo quartzo e pelas micas: anite, flogopite e moscovite, estando os
feldspatos localizados num plano paralelo à base sobre as três arestas que unem o
quartzo às micas, segundo as afinidades mais comuns: Or sobre a aresta da
moscovite, Ab sobre a da anite e An sobre a da flogopite. A altura desse plano é
escolhida de forma a que o feldspato potássico fique próximo do seu produto de
transformação em moscovite + quartzo, representado pelo ponto G. Os minerais
assim definidos impõem uma distribuição catiónica pelos quatro pólos do tetraedro
de que resultam as equações:
SS = Si - Al - 2Fe/3 - 2Mg/3 + 2Ca
AA = 8Fe/3 + 3Na
CC = 2AI - Fe - Mg - 4Ca - 2Na + K
MM = Ti + 8Mg/3 + 3Ca
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Figura. IV.13 - Tendências evolutivas secundárias no diagrama químico-mineralógico duplo Q-F
B-F (La ROCHE, 1964).
Qz - quartzo; Or - feldspato potássico; PI - plagioclase; Mo - moscovite; Bi - biotite; G - greisen
(fácies resultante da moscovitização de uma associação de feldspatos alcalinos). Explicação do
diagrama no texto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
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Figura. IV.14 ­ Projecção das amostras moscovitizadas (Mosc.) e albitizadas (Alb.) dos granitos
de Cabeceiras de Basto em estudo no diagrama A­B (DEBON & Le FORT, 1983).
A tracejado: domínio das amostras menos alteradas.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grosseiro.
A projecção a partir do vértice onde se situa o quartzo (SS) sobre a base do
tetraedro dá lugar ao diagrama CC­AA­MM , eliminando­se deste modo o papel
desempenhado pelo quartzo. Assim, a expressão mineralógica deste diagrama é a
seguinte:
CC ­ Anortite + Flogopite
AA ­ Albite + Anite
MM ­ Ortóclase + Moscovite
A projecção dos granitos de duas micas próximo do lado AA­MM traduz um
empobrecimento em anortite normativa e um carácter mais aluminoso e ferrífero da
biotite. As amostras mais alteradas dos granitos em estudo seguem uma distribuição
caracterizada por uma tendência das amostras moscovitizadas em direcção ao pólo
da moscovite+ortóclase e, por outro lado, de uma concentração das amostras
albitizadas na direcção do pólo da albite + anite.
Os diagramas químico­mineralógicos seleccionados confirmam as observações
petrográficas, materializando quer a evolução primária quer a evolução devida aos
efeitos de alteração tardi­ a pós­magmáticos, através das relações e reacções entre
os minerais característicos das rochas graníticas .

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Figura. IV.15 - Diagrama triangular AA-MM-CC ( La ROCHE et al., 1980).
a) - Tetraedro Quartzo - 3 Feldspatos - 3 Micas, em que se seleccionou a projecção dos feldspatos:
albite, ortóclase e anortite a partir do vértice do quartzo sobre o plano de base do tetraedro, dando
lugar ao diagrama AA-MM-CC: AA - albite+anite; Ab - albite; An - anortite; CC - anortite+flogopite;
Cd - cordierite; Est - estonite; Flog - flogopite; G - greisen; I, S - tendências dos granitos tipo "I" e tipo
"S" respectivamente; MM - ortóclase+moscovite; Mo - moscovite; Or - ortóclase; PE - projecção do
cotéctico do sistema haplogranítico para PH2o=5kbar, a partir do plano Q-Ab-Or (P fusão mínima)
até ao plano Q-An-Or (E); Q - quartzo; Sid - siderofilite; SS - quartzo.
b) - Localização de amostras alteradas seleccionadas. Descrição do diagrama no texto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
b]
171

IV.5. - CONCLUSÕES DO ESTUDO GEOQUÍMICO DE ROCHA TOTAL
O estudo químico (elementos maiores e menores) dos grupos graníticos que
constituem o maciço de Cabeceiras de Basto permitiu pôr em evidência importantes
características:
Os três grupos (G'f, G'm e G'g) apresentam um forte carácter peraluminoso
exprimindo a sua riqueza em moscovite primária. Em cada grupo assiste-se a uma
evolução desde granitos de duas micas relativamente ricos em biotite (cerca de 5%)
até leucogranitos de duas micas com moscovite largamente dominante. O
acentuado carácter peraluminoso sugere que estes granitos tenham derivado da
fusão de material supracrustal.
O estudo do comportamento de determinados elementos maiores
(essencialmente K) e menores (Ba, Nb, Zr e terras raras), assim como a utilização
de diagramas químico-mineralógicos específicos, permite evidenciar que as três
fácies constituem unidades independentes evoluindo cada uma numa gama de
composições equivalentes. Esta observação exclui a hipótese segundo a qual as
três fácies poderiam ter resultado de sucessivas pulsações de um mesmo magma
ou de magmas residuais derivando de um magma inicial que se diferenciou numa
câmara magmática intracrustal.
A caracterização química da alteração deutérica afectando os granitos em
estudo revelou o papel preponderante desempenhado pela moscovitização da
plagioclase e pela albitização do feldspato potássico, assim como o papel da
moscovitização da biotite, mais restrito, mas contudo significativo.
Foi possível verificar a relativa insensibilidade de alguns elementos menores
(nomeadamente Zr e terras raras) ao efeito das alterações deutéricas e sublinhar o
interesse da utilização destes elementos na caracterização das rochas graníticas.
Esta imobilidade poder-se-á explicar pelo facto de estes elementos se encontrarem
principalmente concentrados nos minerais acessórios (zircão e monazite) os quais
tudo indica não serem afectados pelos processos de alteração deutérica e
hidrotermal.
172

O mapa de figura IV. 16 integra os dados da cartografia com os obtidos do
estudo geoquímico de rocha total. Nele se representa a estruturação geoquímica do
complexo de Cabeceiras de Basto e a localização das amostras que serviram ao
estudo petrográfico, mineralógico e geoquímico.
173

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174

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CAPÍTULO V
ESPECIALIZAÇÃO METALOGÉNICA

Inúmeros trabalhos sobre mineralizações de Sn-W associadas ao magmatismo
ácido em áreas diversificadas do globo, incluindo os granitóides da Península
Ibérica e nos quais se enquadram os das regiões norte e centro de Portugal
Continental, têm reconhecido o importante papel dos granitos de duas micas
hercínicos e do seu encaixante metassedimentar na génese das mineralizações que
ocorrem em greisens, em filões aplito-pegmatíticos e em filões de quartzo.
Próximo da área em estudo destacam-se os trabalhos de prospecção
geológica e geoquímica de RAMOS et ai. (1981) em que se reconheceram índices
de tungsténio relacionados predominantemente com níveis de rochas
calcossilicatadas existentes no seio de formações metassedimentares e de estanho
em filões e massas aplito-pegmatíticas em relação espacial com o granito de
Abadim e com um granito sintectónico de duas micas essencialmente biotítico.
Em Covas do Barroso (no sector NE da carta geológica 6C-Cabeceiras de
Basto à escala 1:50 000) localiza-se um importante campo filoniano em formações
metamórficas de idade silúrica (na sua maioria compostas por xistos quartzíferos e
xistos micáceos com intercalações de xistos negros) o qual se encontra
espacialmente associado aos granitos sinorogénicos hercínicos em estudo.
Os corpos aplito-pegmatíticos apresentam-se na sua maioria discordantes com
a estrutura metamórfica regional e a sua atitude varia desde diques verticais a
horizontais ou apresentam inclinação variável; são alongados, atingindo mais de
100 metros ao longo da direcção, ou lenticulares. Apresentam uma estrutura em
camadas (com uma espessura de alguns centímetros a um metro,
aproximadamente) sendo a textura heterogénea, desde aplítica de grão fino a
pegmatítica de grão grosseiro.
A maioria destes filões aplito-pegmatíticos exibe um controlo estrutural por
fractura (linear ou em échelon). Os filões encontram-se frequentemente deformados
de acordo com a fase de compressão F3 (BORGES et ai., 1979) e apresentam-se
mineralizados em cassiterite (NORONHA, 1983; FERREIRA & NORONHA, 1987).
Nesta mesma área CHAROY et ai. (1992) descreveram pela primeira vez
corpos aplito-pegmatíticos ricos em Li. A mineralização em Li está expressa sob
diversas formas: cristais de espodumena e de lepidolite, dominantemente nas
176

unidades pegmatíticas dos filões, e um fosfato da série da ambligonite, quer nos
aplitos quer nos pegmatitos.
V.1 CRITÉRIOS PARA AVALIAÇÃO DO GRAU DE
ESPECIALIZAÇÃO DE ROCHAS GRANÍTICAS
Entre os diversos critérios que têm sido sugeridos para avaliar a
especialização metalogénica de rochas graníticas os mais utilizados baseiam-se
nos seguintes aspectos:
- Presença de elementos menores que se concentram na fase líquida residual
da diferenciação magmática (e.g. Rb, Li, Sn, F)
- Razão entre elementos com comportamentos opostos no decurso da
diferenciação magmática (e.g. Rb/Sr, Ba/Rb, Mg/Li)
- Tipologia granítica
V.1.1 - ELEMENTOS MENORES INDICADORES METALOGÉNICOS
A presença de teores elevados em Rb, Cs, Li, F, B, Sn, Nb e W em rochas
graníticas tem sido frequentemente invocada como indicando a sua especialização
metalogénica ou a sua relação com mineralizações Sn-W (e.g., TISCHENDORF,
1974; OLIVEIRA & PEREIRA, 1980; NEIVA, 1984; OLIVEIRA, 1984; STUSSI, 1989).
STRONG (1988) chama a atenção para a importância das características
iónicas dos elementos litófilos (incluindo a sua tendência para formar ligações
iónicas), e as suas afinidades por ocorrências específicas, por exemplo, em
disseminações, pegmatitos e filões formados nos estádios finais da cristalização
magmática. Cita como exemplos a formação de complexos tais como (Sn04) 4 ",
(M0O3) 2 -, (Nb04) 3- ou (Ta04) 3_ que são fortemente concentrados no magma
silicioso diferenciado quer por cristalização fraccionada quer por fusão parcial.
Também elementos de pequeno raio iónico (e.g., Li, Be, B) podem formar
complexos daquela natureza mas tendem sobretudo a concentrar-se no líquido
residual devido à sua pequena dimensão que os exclui da estrutura dos silicatos
comuns. Outro factor para além do r.i. que parece determinante na afinidade de
elementos para a sua concentração em jazigos minerais associados a rochas
177

graníticas é a sua carga. Com base nestes critérios aquele autor considera os
seguintes grupos:
- catiões de carga e r.i elevados: Sn 4+ , W 6 *, U 4+ , Mo 6+ (SWUM)
- pequenos catiões de carga variável: Be 2+ , B 3+ , Li + , P 5+ (BeBLiP)
- complexos aniónicos ou aniões do tipo CO3 2 -, CI", F" (CCF)
O grupo SWUM é economicamente o mais importante e ocorre frequentemente
associado ao Nb, Ta, Bi ou Ag.
O grupo BeBLiP concentra-se nas associações minerais características dos
greisens, produzindo anomalias geoquímicas úteis para a prospecção. Tendem a
associar-se com Na, Rb, Cs e elementos de terras raras.
O grupo CCF, possivelmente incluindo sulfuretos e complexos de hidróxidos, é
muito importante para a formação de complexos solúveis que intervêm no transporte
dos elementos dos grupos anteriores.
KEPPLER (1993) efectuou trabalhos experimentais testando o papel do F na
solubilidade de minerais refractários (zircão, rútilo, monazite) e no consequente
enriquecimento de elementos menores contidos nesses minerais nas fases tardias
da diferenciação magmática. Entre os elementos que se tornam incompatíveis
devido à influência do flúor durante o processo de cristalização fraccionada são
exemplos: U, Th, Zr, Hf, Nb, Ta, Ti, Sn, Mo, W, terras raras. Estes elementos podem
ser enriquecidos até concentrações económicas em pegmatitos. Segundo aquele
autor a acção do F no enriquecimento daqueles elementos nos estádios tardios não
está totalmente esclarecida, sugerindo-se que tais elementos possam ser
transportados através da formação de complexos de flúor numa fase fluida aquosa
ou que o F possa de alguma maneira alterar os coeficientes de actividade dos
elementos no próprio líquido granítico, quer pela formação de complexos quer por
outro mecanismo ainda não reconhecido.
V.1.2 - RAZÕES ENTRE ELEMENTOS INDICADORES
A razão entre elementos tem sido um importante critério no estabelecimento da
especialização metalogénica de granitos. Toma-se no entanto necessário
seleccionar pares de elementos cujo fraccionamento seja regular no decurso da
178

diferenciação magmática e não seja afectado por fenómenos de alteração
secundária.
Dão-se alguns exemplos de razões entre elementos que serviram de
indicadores da especialização e mineralização em Sn-W de rochas graníticas:
baixas razões Mg/Li, Zr/Sn, Mg/Ti, K/Rb (BEUS & SITNIN, 1968; TISCHENDORF
et ai., 1972; BEUS & GRIGORIAN, 1975; TISCHENDORF, 1977) e elevadas razões
Rb/Sr, Rb/Ba (NEIVA, 1983; OLIVEIRA, 1984).
ROGER ef ai. (1980) e DERRE et ai. (1987) em estudos sobre processos
geoquímicos de concentração de minério associados a rochas graníticas, no Maciço
Central francês e no Norte de Portugal, sugerem a razão Ti02/Ta como guia de
mineralizações de estanho dada a forte correlação positiva entre Ta e Sn, por um
lado, e a ligação entre os jazigos de Sn e os termos mais diferenciados de
granitóides por outro. Esta razão diminui consideravelmente desde os termos
menos evoluídos até granitos evoluídos e mineralizados.
V.1.3 - TIPOLOGIA DAS ROCHAS GRANÍTICAS COMO CONDICIONANTE DA
ESPECIALIZAÇÃO
A tipologia granítica é um importante critério na indicação metalogénica de
granitos. Jazigos minerais, nomeadamente os de estanho, encontram-se
tipicamente associados a granitos de duas micas peraluminosos, como os que
ocorrem na Europa ocidental, podendo também estar ligados, em menor escala, a
séries metaluminosas a peralcalinas sendo exemplo os da Nigéria (STRONG,
1988).
Entre as características litológicas e geoquímicas dos granitos que parecem
favorecer a associação genética com mineralizações citam-se algumas das mais
relevantes: elevado Si, baixo Ca, natureza peraluminosa indicada pela presença de
mica (geralmente moscovite) e efeitos de alteração tardi a pós-magmática, e.g.,
albitização, moscovitização, turmalinização.
WHITE ef ai. (1977) na Austrália referem uma correlação espacial entre
granitos tipo S e mineralizações de Sn e entre granitos tipos I e jazigos de W e Mo.
Paralelamente em estudos de granitos japoneses TAKAHASHI ef ai. (1980) fazem
associar os granitos da série da ilmenite a jazigos de Sn de tipo greisen e granitos
179

da série da magnetite a jazigos de W- Mo e metais básicos assim como pórfiros
cupríferos.
RIBEIRO & PEREIRA (1982) referem frequentes mineralizações de Sn ( e
mais raramente de W) associadas a granitos palingenéticos sincinemáticos com
moscovite primária, aluminossilicatos, cordierite e granada e mineralizações de W
mais abundantes do que de Sn associadas a granitos e granodioritos tardi a póstectónicos,
com esfena, plagioclase zonada e homblenda. Fenómenos de
albitizaçáo do feldspato potássico e da plagioclase nos granitos mais diferenciados
da série sincinemática leva a colocar a questão da potencial influência do Na na
especialização estanífera destes granitos. Do mesmo modo, a feldspatização
potássica tardia observada nos granitos tardi a pós-tectónicos portadores de W e o
exemplo do filão mineralizado em volframite (e subordinadamente em cassiterite e
scheelite) associado a um granito sincinemático foliado na mina de Vale das Gatas
localmente microclinizado, levantam a questão do possível papel do excedente de K
na especialização tungstífera.
NORONHA (1982, 1983), na área tungstífera da Borralha, associa as
mineralizações de Sn em filões aplito-pegmatíticos a granitos sintectónicos de duas
micas com albitização dominante e as mineralizações de W em filões de quartzo a
granitos biotíticos pós-tectónicos e a fluidos magmáticos residuais ricos em K. A
relação entre granitos sintectónicos de duas micas e mineralizações de Sn e W foi
do mesmo modo reconhecida por DIAS (1987) na região de Ponte de Lima, estando
a mineralização em Sn directamente associada à evolução primária dos granitos
enquanto que as concentraçãoes em W parecem ter sido favorecidas pela alteração
potássica.
Na sequência de um estudo de prospecção de Sn nas áreas do Gerês,
Barroso e Cabreira FERREIRA & NORONHA (1987) concluíram da existência de
dois grupos de filões aplito-pegmatíticos, um estéril em Sn espacialmente associado
aos granitos pós-tectónicos da serra do Gerês e outro mineralizado em Sn e
espacialmente associado aos granitos sintectónicos das serras do Barroso e da
Cabreira. Dada a afinidade genética e espacial de mineralizações em W para com
os granitos pós-tectónicos do Gerês os mesmos autores sugerem dois períodos de
mineralização distintos na área seleccionada: um estanífero precoce e outro
tungstífera mais tardio.
180

STUSSI (1989) salienta a natureza aluminopotássica, juntamente com a
evolução segundo uma tendência sílico-sódica, dos granitóides de duas micas e de
leucogranitos com moscovite e lepidolite, caracterizados por uma composição
altamente aluminosa e frequentemente enriquecidos em elementos litófilos, como
particularmente favorável à especialização geoquímica em Sn. De acordo com o
mesmo autor o enriquecimento em Sn, Li, Cs e Rb confere uma identidade
geoquímica e metalífera específica ao magmatismo aluminopotássico.
V.2 - MECANISMOS DE MOBILIZAÇÃO E DE CONCENTRAÇÃO
Os principais mecanismos de mobilização e de concentração dos elementos
metálicos com interesse económico e associados a rochas graníticas estão
directamente dependentes dos seguintes factores:
- evolução primária dos magmas graníticos e papel dos fluidos residuais;
- papel dos fluidos hidrotermais (de origem metamórfica ou meteórica);
- controlo estrutural.
A formação dos jazigos de Sn-W é ainda uma questão muito controversa,
sendo o resultado de uma complexidade de processos concentradores.
A diferenciação magmática tem sido considerada um dos mecanismos mais
eficazes para o enriquecimento de elementos incompatíveis no líquido magmático
residual que virão posteriormente a concentrar-se em jazigos minerais.
Numa sequência de diferenciação granito-aplito-pegmatito- filões de quartzo
NEIVA ( 1984) observou um enriquecimento progressivo de Sn em micas.
Estimativas de log /02 revelaram valores decrescentes na mesma sequência,
donde a autora conclui que valores de log /02 cada vez mais baixo devem
favorecer a concentração de Sn nas rochas graníticas.
Para STRONG (1988) a formação de jazigos associados a rochas graníticas
depende de os elementos se encontrarem dispersos ou concentrados durante a
cristalização ou fusão parcial. Na situação de os elementos se fraccionarem
181

preferencialmente no líquido silicatado (caso da maioria dos elementos litófilos) será
necessário atingir-se um estádio muito avançado de diferenciação para se
produzirem concentrações económicas. Se se verificar dispersão dos elementos
então um estádio de lixiviação hidrotermal pode ser importante para promover essas
concentrações.
O modelo de cristalização fraccionada é particularmente importante na
concentração de Sn, Ta e, em menor grau, de Rb. Pelo contrário, revelou-se
ineficaz na concentração de W, bem como de Cs, Li e F.
Para o caso particular da mobilização de W é com frequência invocada uma
circulação regional de fluidos de origem metamórfica e/ou meteórica (e.g., DERRE
et ai., 1987; DIAS, 1987), havendo também evidências para uma origem
magmática, pelo menos parcial, dos fluidos responsáveis pela mineralização de W
(scheelite e volframite) na região do Domo de Covas, V.N.Cerveira (COELHO,
1993).
O líquido magmático residual parece ser o responsável pelos fenómenos de
greisenização e albitização que afectam as rochas graníticas associadas a
mineralizações.
O enriquecimento nos elementos com interesse económico pode ainda ser
realçado se nos estádios tardios da cristalização ocorrer a exsolução de um fluido
aquoso no qual sejam fraccionados.
Para os elementos cuja concentração seja independente da evolução
magmática toma-se muito importante o papel de fluidos hidrotermais na
remobilização e concentração desses elementos.
A ocorrência de concentrações económicas é assim o resultado de um
conjunto de processos magmáticos e/ou hidrotermais aos quais ter-se-á de
associar um favorável controlo estrutural para servir de "armadilha" a essas
concentrações.
O controlo estrutural na formação de jazigos associados a granitos
sinorogénicos é determinante a vários níveis:
- no condicionamento tectónico da intrusão dos corpos graníticos em cujas
zonas apicais se tendem a concentrar os fluidos magmáticos mineralizantes;
182

- na circulação dos fluidos, a qual se efectua preferencialmente ao longo de
fracturas e zonas de cisalhamento;
- no estabelecimento dos campos de tensões que por sua vez vão determinar
a orientação do campo filoniano.
RIBEIRO & PEREIRA (1982) apresentam exemplos de jazigos portugueses de
Sn-W espacialmente relacionados com granitóides, desenvolvendo modelos de
evolução dos campos de tensões que condicionam a instalação dos maciços e dos
respectivos campos filonianos onde se concentra a mineralização e tendo em
atenção a relação com a actuação das fases de deformação da orogenia hercínica.
V.3 - FONTE DOS ELEMENTOS
Uma questão importante que se coloca durante o estudo da relação entre
rochas graníticas e mineralizações espacialmente associadas é tentar averiguar até
que ponto estes granitos contribuem como fonte dos elementos com interesse
económico.
Os exemplos citados de uma concentração cada vez maior de Sn no decurso
da evolução magmática são comprovativos da qualidade das rochas graníticas
como fonte desse elemento. As rochas graníticas podem contribuir igualmente para
a concentração de W , através da sua alteração por fluidos magmáticos residuais ou
pós-magmáticos. NORONHA (1982, 1983, 1988) sugere que granitos
essencialmente biotíticos afectados por microclinização estejam relacionados com
as concentrações em W. Por outro lado DIAS (1987) descreve um decréscimo em
W em granitos de duas micas evidenciando alteração potássica e admite que fluidos
pós-magmáticos de origem metamórfica e/ou meteórica mobilizem fortemente o W.
PICHAVANT et ai. (1988) sugere que o enriquecimento em elementos litófilos
das rochas mineralizadas e especializadas possa ter sido herdado de um protólito
especializado.
Para STUSSI (1989) a especialização em elementos litófilos (Sn, Li, Cs, Rb)
do magmatismo aluminopotássico está implicada pela sua origem na crusta superior
183

a partir de rochas possivelmente já enriquecidas nesses elementos e cujo
enriquecimento é enaltecido por diversos processos petrogenéticos, constituindo um
potencial de metais que será removido por sistemas hidrotermais.
Alguns autores propõem para a concentração de W soluções hidrotermais
enriquecidas por lixiviação de pré-concentrações no encaixante metassedimentar
e/ou vulcânico dos granitos (e.g., ROGER et al., 1980; RIBEIRO & PEREIRA,
1982).
Conclui-se assim que há argumentos que permitem admitir que os jazigos
relacionados com rochas graníticas possuem uma fonte magmática e que fluidos
não magmáticos podem intervir na mobilização e deposição contribuindo para o
aumento das concentrações económicas.
V. 4 - A ESPECIALIZAÇÃO METALOGÉNICA DOS GRANITOS DO COMPLEXO
DE CABECEIRAS DE BASTO
No quadro V.1 estão representados os teores extremos de Sn, Li, W, F e Au e
alguns parâmetros testando a especialização metalogénica de amostras menos e
mais alteradas dos granitos em estudo. Os teores destes elementos em todas as
amostras analisadas encontram-se no anexo XII.
A selecção dos elementos tratados para o estudo metalogénico foi, em parte,
condicionada pela ocorrência de mineralizações de Sn (cassiterite) e Li
(espodumena, ambligonite, lepidolite) em filões aplito-pegmatíticos bem como de W
(mais raras em filões de quartzo com volframite e scheelite) espacialmente
relacionados com o complexo de granitos de duas micas da área de Cabeceiras de
Basto.
Verifica-se que todos os granitos em estudo pertencem à categoria de granitos
"especializados" quando se comparam os valores obtidos com os parâmetros
sugeridos por diversos autores para granitos especializados e associados a
mineralizações (quadroV.2).
184

Quadro V.1 ­ Gama de variação dos teores em Sn, Li, W, (ppm), F (%) e Au (ppb), assim como
de parâmetros indicadores de especialização, de amostras sãs, albitizadas (alb.) e
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grossseiro.
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U 74­ 402 226­322 94 ­ 220 32 ­346 117­287 130­ 396 113­433 112 ­ 442 121 ­ 196
w 2 ­ 4 4 ­ 10 1 ­ 4 3­0 3 ­ 4 3­0 2 ­ 18 4 ­ 14 3 ­4
F 0,00 • 0,20 0,17 ­0,30 0,00 ­ 0.20 0,09 ­ 0,20 0,13 ­0,17 0.11 ­0.14 0,11 ­0,30 0.20­0.29 0,09 ­0.17
Au < 2 • 4 < 2 < 2­9 < 2 ­ 18 6­7 6­ 17 < 2 ­ 18 7
K/Rb 00­116 87 ­93 98­126 88­ 137 04­117 78­118 64­136 69­87 90­113
Mo/Tl 0,6 ­ 2,3 1.0­8,6 0.7 ­ 2,6 0,9­1,9 1.4 • 3,7 0,4 ­ 2,1 0.8­ 1.9 1,0­ 2,6 0,7­1,6
Quadro V.2 ­ Exemplos de parâmetros de especialização metalogénica de granitóides
sugeridos na literatura
K/Rb Mg/Ti Li
(ppm)
Granito* normais > 100 (máx. 300) 40
Granito* otpecialuado*

V.4.1 - COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS Li, Sn, W COM A
PRIMÁRIA
Neste parágrafo expõe-se o comportamento no decurso da evolução
magmática de elementos com interesse económico, nomeadamente Li, Sn e W , e
cujas concentrações nos granitos de duas micas em estudo permitem considerá-los
como rochas especializadas. Na figura V.1 a) -c) relaciona-se o comportamento
destes elementos com o parâmetro B = Fe+Mg+Ti, que representa o teor em
minerais ferromagnesianos (em termos do número de milicatiões dos elementos por
100 gramas de rocha) cuja diminuição dá uma indicação da evolução magmática.
Lembra-se que estes granitos atingiram um elevado grau de evolução
magmática, com tendência para uma convergência geoquímica, por sua vez
acentuada pela acção dos fenómenos de alteração tardi a pós-magmáticos, razão
pela qual a variação dos elementos no presente estudo diz respeito já a domínios
relativamente tardios da evolução destes granitos.
Lítio
O Li apresenta dois comportamentos distintos no decurso da evolução
magmática. Nos grupos G'm e G'g assiste-se a um aumento dos teores à medida
que o parâmetro B diminui, reflectindo o papel concentrador da diferenciação
magmática em relação ao Li. Contudo, verifica-se uma clara diminuição dos teores
em Li com a evolução em amostras da fácies de grão fino (figura V.1 - a). Como já
referido anteriormente no capítulo da mineralogia {vide III.2.1.4.1), os teores em Li
são superiores na biotite do grupo de grão fino relativamente aos outros dois
grupos, sugerindo que este mineral seja o seu principal portador. Esta observação
está de acordo com o comportamento do Li durante a evolução magmática a qual se
caracteriza por uma diminuição de biotite que é o principal mineral ferromagnesiano
presente nos granitos estudados.
Estanho
Verifica-se um aumento de Sn com a evolução magmática, mais facilmente
observável nas amostras de grão fino e grosseiro (figura V.1 - b). O teor médio mais
elevado foi encontrado nos granitos de grão grosseiro (39 ppm) sendo os valores
médios para G'f e G'm respectivamente 25 e 29 ppm. Tendo em consideração que
os granitos em estudo pertencem à série aluminopotássica evoluindo segundo uma
186

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A. b
188

tendência sílico-sódica e que o Sn é um elemento litófilo, a concentração de Sn nos
estádios finais da diferenciação magmática está de acordo com as observações
descritas por diversos autores, nomeadamente DERRE et ai. (1987); DIAS (1987);
STUSSI(1989).
Tungsténio
O comportamento do W com a evolução magmática dos granitos em estudo
não é muito significativo, observando-se uma pequena variação dos teores nos três
grupos: apenas entre 2 e 4 ppm na fácies G'f, entre 3 e 8 ppm em G'm e entre 2 e
16 ppm em G'g.Todavia, é possível delinear uma leve tendência para um aumento
no decurso da diferenciação magmática para os grupos G'm e G'g (figura V.1 - c).
Tal como para o caso do Sn foi na fácies de grão grosseiro que se observaram os
teores médios mais elevados de W (7 ppm) comparativamente a G'f (3 ppm) e a G'm
(5 ppm).
Testaram-se correlações entre estes elementos e a percentagem em F nos
granitos estudados (figura V.2 a-c). A melhor correlação é observada entre o Li e F,
positiva nos três grupos de granitos e de melhor coeficiente no grupo G'f. O Sn e W
apresentam um comportamento irregular com o F. Por outro lado observa-se uma
correlação positiva entre Sn e W nas três fácies em estudo (figura V. 3).
189

20
W 10
20
W 10
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G'f
• ••• •
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50 60 70
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20 30
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40 50 60 70
Sn
Figura. V.3 ­ Comportamento do W (ppm) com a variação de Sn (ppm) nos três grupos de
granitos em estudo.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grossseiro.
V.4.2 ­ COMPORTAMENTO DOS ELEMENTOS Li, Sn, W FACE AOS
FENÓMENOS DE ALTERAÇÃO
Procedeu­se a um estudo do comportamento dos elementos Li, Sn e W
relativamente ao parâmetro B=Fe+Mg+Ti nas amostras mais afectadas quer por
albitização quer por moscovitização (figura V.4). Comparando com a evolução
magmática acima descrita verifica­se que as tendências inicialmente delineadas são
de uma forma generalizada sublinhadas pela actuação dos fenómenos de alteração.
Nos diagramas em que se confronta o comportamento do Li, Sn e W com o F
nas amostras albitizadas e moscovitizadas (figura V.5 a­c ) verifica­se que a
albitização induz uma tendência para um enriquecimento mais regular em Sn nos
três grupos. O comportamento do Sn nas amostras albitizadas encontra­se bem
190

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400
300 °
U 0 A
200 ° □ □
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1 0 20 30 40 50
Figura. V.4 ­ Variação de Li (a), Sn (b) e W (c) (ppm) com o parâmetro B=Fe+Mg+T de amostras
alteradas dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grossseiro; alb­
albitização; mp­moscovitização predominantemente da plagioclase; mb­moscovitização da biotite e
da plagioclase.
ilustrado para os grupos G'm e G'g, observando­se um enriquecimento
relativamente rápido do Sn acompanhando o aumento do F. Por seu lado, a
moscovitizacão parece induzir uma maior dispersão quer do Li quer do Sn nos três
grupos graníticos, mas um ligeiro aumento do W nas amostras afectadas pela
moscovitizacão da plagioclase.
Com os dados disponíveis até ao momento sobre a caracterização
geoquímica dos granitos em estudo quanto aos teores em Li, Sn e W é possível
extrair as seguintes conclusões:
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Figura. V.5 ­ Variação dos elementos Li (a), Sn (b) e W (c) (ppm) com os teores em F (%) de
amostras alteradas dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grossseiro; alb­albitização;
mp­moscovitização predominantemente da plagioclase; mb­moscovitização da biotite e da
plagioclase.
­ os granitos peraluminosos de duas micas do complexo de Cabeceiras de
Basto são especializados em Li, Sn, e, em menor escala, em W;
­ a diferenciação magmática por cristalização fraccionada parece ser um
processo concentrador para os três elementos, os quais experimentam um aumento
com a evolução magmática, à excepção do Li presente nos granitos do grupo de
grão fino cuja concentração está directamente dependente da quantidade de biotite,
diminuindo no decurso dessa evolução;
­ a correlação positiva entre o F relativamente a Li, Sn e W permite sugerir que
o F seja o veículo destes elementos nos granitos, sendo o transporte provavelmente
mais facilitado para o caso do Sn em virtude da melhor correlação observada;
­ os fenómenos de alteração tardi­magmáticos vieram acentuar a evolução já
iniciada pela diferenciação magmática, sendo a albitização um processo associado
ao da concentração de Sn, mais evidente nos grupos de grão médio e grosseiro, e
em menor escala para a concentração de Li no grupo de grão grosseiro;
­ o ligeiro aumento de W nas fácies em que se observa moscovitização da
plagioclase tende a confirmar o papel concentrador para o W dos fluidos
192

enriquecidos em K, tal como sugerido por NORONHA (1982, 1983, 1988) e
RIBEIRO e PEREIRA (1982).
O estudo metalogénico dos presentes granitos carece ainda de um programa
analítico mais pormenorizado, com prioridade para a avaliação dos teores em
elementos vestigiais em fases minerais separadas, particularmente nas micas.
Prevê-se a realização de um estudo de inclusões fluidas cujo interesse é
fundamental para a caracterização dos fluidos em termos da sua composição e das
condições termodinâmicas de aprisionamento, devido à associação destes granitos
com as mineralizações acima descritas e ao papel desempenhado pelos fluidos,
quer magmáticos residuais quer de origem metamórfica ou meteórica, na
mobilização e concentração de elementos com interesse económico.
V.4.3 - REFERÊNCIA AOS TEORES EM Au NOS GRANITOS DE DUAS MICAS DO
COMPLEXO DE CABECEIRAS DE BASTO
A associação espacial e genética entre rochas graníticas e mineralizações de
ouro no norte de Portugal tem sido reconhecida por diversos autores, de que se
citam alguns dos trabalhos mais recentes: MAUREL-PALACIN et ai. (1987) e
ALMEIDA & NORONHA (1988) sugerem a associação de mineralizações em ouro
na região de Pedra-Luz e Freixeda com granitos de duas micas tardi- a pós-
tectónicos; as mineralizações de Au-Sb têm sido relacionadas com granitos
biotíticos tardi-tectónicos, admitindo-se no entanto a possibilidade de uma
remobilização a partir de metassedimentos (COUTO, 1993) ; NEIVA et ai. (1990)
sugerem que a alteração hidrotermal de um granito peraluminoso de duas micas
porfiroide de grão médio a grosseiro na região de Jales esteja relacionada com a
petrogénese do filão de quartzo mineralizado de Campo; NEIVA & NEIVA (1990) e
NEIVA (1992) propõem uma associação genética entre as mineralizações de Au da
área de Jales com fluidos hidrotermais resultantes da cristalização fraccionada de
granitos de duas micas; NORONHA & RAMOS (1993) apresentam uma extensiva
compilação das diversas ocorrências de ouro no norte de Portugal e consideram
que grande parte das mineralizações de Au são tardias relativamente aos granitos
tarditectónicos resultando contudo de processos longos.
193

No presente estudo não se pretende averiguar as potencialidades
metalogénicas dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto relativamente ao
Au uma vez que não se conhecem mineralizações em Au na região estudada.
Contudo, os teores em Au determinados em diferentes amostras correspondentes a
granitos dos três grupos exibindo diferentes graus de alteração e que variam desde
valores inferiores a 2 ppb até 17 ppb (quadro V.3) merecem uma breve referência .
É interessante verificar que os teores mais elevados se encontram nos
granitos de grão médio (

Conclui­se apenas que a presença de Au nos granitos de duas micas do
complexo de Cabeceiras de Basto não pode estar relacionada com a sua evolução
primária, sendo as relações com os fenómenos de alteração igualmente difíceis de
estabelecer. Estas observações indicam fenómenos mais ou menos complexos e
porventura independentes da história evolutiva dos granitos para a génese de
concentrações auríferas. Sugere­se que uma granulometria média a grosseira nos
granitos de duas micas possa promover a sua especialização em Au, o que pode de
algum modo estar relacionado com uma mais fácil circulação de fluidos auríferos.
- 15
XI
a 10
3
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B B
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o
■ B
Figura. V.6 ­ Variação dos teores em Au (ppb) com o parâmetro B=Fe+Mg+Ti de amostras sãs e
alteradas dos granitos em estudo.
G'f­granito de grão fino; G'm­granito de grão médio; G'g­granito de grão grossseiro; alb­albitização;
mp­moscovitização predominantemente da plagioclase.
195

CAPITULO VI
GEOQUÍMICA ISOTÓPICA

VU - GEOCRONOLOGIA
Princípios gerais
A compreensão dos processos ígneos e o papel que desempenham na
evolução crustal conheceram um importante desenvolvimento graças à utilização
dos sistemas radiogénicos naturais com um longo período de vida, como é o caso
do sistema Rb-Sr. A meia-vida destas desintegrações, de 40 a 100 Ga, torna estes
sistemas particularmente adequados ao estudo dos problemas de geocronologia e
petrogénese de rochas terrestres numa gama de idades desde o Arcaico ao
Paleozóico. Cada sistema isotópico responde de forma diferente às perturbações
induzidas pelos processos geológicos; assim, o seu estudo químico pode ser
utilizado para testar os modelos de evolução em sistemas fechados, fundamentais
para as aplicações geocronológicas.
O princípio de datação através de isótopos radiogénicos consiste em medir a
concentração de um elemento inicial radioactivo e a concentração do elemento
"filho" radiogénico. Para que as interpretações da idade sejam correctas é é
fundamental que tenha havido: (1) homogeneidade isotópica inicial e (2) evolução
em sistema fechado.
A desintegração de um isótopo radioactivo segue a seguinte lei:
AN/At = -A.N (1)
em que N é o número de átomos do isótopo radioactivo, AN/At é a taxa instantânea
de desintegração e X é a constante de decaimento característica de cada isótopo
radioactivo.
A integração da equação (1) permite escrever:
N=Nj e- w ( 2 )
em que N corresponde ao número de átomos radioactivos actualmente presentes no
meio estudado; Ni, o número inicial de átomos radioactivos presentes no momento
da formação deste meio e t é o tempo decorrido desde a formação do meio.
No momento t um certo número de átomos do isótopo inicial são desintegrados
para dar os isótopos "filhos" D*:
D*= N, - N
D*=N e w - N
D*=N (e w " 1 )
197

Desta equação resulta:
t=1/Mn(1+D*/N) (3)
De uma maneira geral, a este número D* de átomos radiogénicos acrescenta-
se um número D-, de átomos do mesmo isótopo incorporado no meio desde a sua
formação. O número total de átomos D no meio é igual a:
D=Dj + D*
D=Di + N(e^-1) (4)
A equação (4) permite calcular o valor de t:
t=min(1+(D-Dj)/N)
VI.1.1 - MÉTODOS DE DATAÇÃO
VI. 1.1.1 - Método Rb-Sr
Geoquímica do Rb
O rubídio é um metal alcalino cujo raio iónico (1.48A) é muito próximo do do
potássio (1.33A). Por si só não constitui qualquer mineral mas é admitido facilmente
nos minerais de potássio (moscovite, biotite, flogopite, lepidolite, feldspatos,
minerais de argila, etc.). O Rb possui dois isótopos naturais: 85 Rb (estável) e 87 Rb,
cujas abundâncias são respectivamente 72.1654 % e 27.8346 %, sendo o seu peso
atómico 85.46776 u.m.a. (CATANZARO ef ai. 1969). O isótopo radioactivo 87 Rb
produz por decaimento o isótopo radiogénico 87 Sr através da seguinte reacção:
87 37Rb

plagioclase, apatite, carbonatos de cálcio. Ocorre como elemento maior na
estroncianite (Sr03) e na celestite (SrS04).
O Sr tem quatro isótopos: 88 Sr, 87 Sr, 86 Sr e 84 Sr, respectivamente com as
abundâncias: 82.53%, 7.04%, 9.87% e 0.56% (NIER, 1938). Devido à formação de
87 Sr radiogénico por decaimento natural do 87 Rb as abundâncias isotópicas e as
abundâncias relativas são variáveis. Por este motivo, a composição precisa do Sr
numa rocha ou mineral que contenha rubídio é dependente da idade e da razão
Rb/Sr.
Por razões experimentais, não se medem directamente os números de átomos
dos elementos mas as razões relativamente a isótopos não radiogénicos dos
elementos. Na prática, medem-se as razões isotópicas em relação ao isótopo
estável 86 Sr.
Princípio das isócronas
Se o Sr no magma tiver permanecido isotopicamente homogéneo durante o
arrefecimento, todas as rochas formadas a partir desse magma tiveram a mesma
razão inicial 87 Sr / 86 Sr. Pode-se ainda assumir que o tempo necessário para a
cristalização do magma foi relativamente curto e que todas as rochas produzidas
por este processo têm praticamente a mesma idade. Os cálculos são efectuados
com base na seguinte equação:
(87Sr / 86Sr)p= ( 8 7Sr / 86 Sr)j + (S7RD / 8 6Sr)p (e^ -1 ) (5)
em que:
t = m In {[( 87 Sr / 88 Sr)p - ( 87 Sr / 86 Sr)j] / ( 87 Rb / 86 Sr) + 1} (6)
(87sr/86sr)p e ( 87 Rb/ 86 Sr)p são razões medidas no momento presente,
( 87 Sr/ 86 Sr)j corresponde à constituição isotópica inicial do Sr, X é a constante de
decaimento do 87 Rb e t é a idade, a qual se pode calcular resolvendo a equação.
A equação (5) representa uma recta da forma y=b+mx, com a condição de t ser
uma constante. Pode-se assim calcular a constituição isotópica inicial num conjunto
de amostras através do traçado de uma recta. Com efeito, se b (constituição
199

isotópica inicial do Sr, ) for comum a todas as amostras analisadas pertencentes a
uma série comagmática essas amostras projectar-se-ão segundo uma recta num
diagrama x,y em que x e y representam respectivamente as razões 87 Rb/ 86 Sr e
87 Sr/ 86 Sr medidas actualmente. O declive "m" da recta está correlacionado com a
idade t através da equação: m=e M -1. O ponto de intercepção da recta com o eixo
das ordenadas determina a razão 87 Sr/ 86 Sr inicial. A recta assim traçada denominase
"isócrona" porque todos os pontos projectados segundo essa recta representam
sistemas com a mesma idade e igual razão 87 Sr/ 86 Sr inicial.
No sistema Rb-Sr existe contudo uma dificuldade em se permanecer em
sistema fechado devido ao facto de o 87 Rb ser um elemento alcalino relativamente
móvel e muito sensível à acção dos diferentes processos geológicos (e.g.,
metamorfismo, acção de fluidos), assistindo-se quer a uma dispersão dos pontos
analíticos quer à obtenção de idades anormais. Por este motivo, para estabelecer a
idade real de cristalização de uma série ígnea, é aconselhável utilizar o sistema Rb-
Sr em associação com outros sitemas radiogénicos (e.g., U-Pb).
Vl.1.2 - O MACIÇO DE CABECEIRAS DE BASTO
VI. 1.2.1 - Técnicas analíticas
Foram seleccionadas seis amostras representativas das três unidades do
maciço de Cabeceiras de Basto para a análise isotópica Rb-Sr e três para análise
Sm-Nd. Por dificuldades laboratoriais esta última análise encontra-se ainda em
curso.
Como na maioria das rochas graníticas os elementos de terras raras
encontram-se essencialmente contidos em minerais refractários (e.g., zircão,
monazite) utilizou-se um método de fusão pelo metaborato de lítio para a separação
de Sm e Nd em vez da dissolução ácida clássica (BOHER et ai., 1992). A separação
dos elementos foi efectuada com o auxílio de resinas catiónicas em meio ácido, HCI
2,5N (MICHARD-VITRAC et ai., 1985). As concentrações e composições isotópicas
de Rb, Sr, Sm e Nd foram determinadas pelo método de diluição isotópica e nos
espectrómetros de massa Cameca TSN 206, para o Rb, e Finnigan MAT 262 para
os outros elementos. A razão 87 Sr/ 86 Sr foi normalizada a 86 Sr / 88 Sr =0.1194. O
erro 2o sobre a razão 87 Rb / 86 Sr foi estimado em 1 %.
200

Vl.1.2.2 - Resultados analíticos
Os resultados Rb-Sr obtidos para amostras do complexo de Cabeceiras de
Basto encontram-se resumidos no quadro VI. 1.
Quadro VI.1 - Dados isotópicos Rb-Sr para os granitos do Complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f
G'm
G'3
Amostra Rb (ppm) Sr (ppm) 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr
(2a)
(87Sr/86Sr)i
(2o)
310 Ma
84 393 46,8 24,35 0,818929 0,7115
113 389 44,1 25,58 0,823291 0,7104
79 305 70,4 12,57 0,772838 0,7174
104 453 29,9 43,96 0,908799 0,7149
41 448 16,3 79,58 1,069947 0,7189
65 689 24,6 81,26 1,080161 0,7217
G'f - grão fino; G'm - grão médio; G'g - grão grosseiro.
Observa-se uma dispersão dos dados isotópicos que poderá ser explicada
pela sobreposição de dois factores essenciais:
deutérica.
- existência de uma heterogeneidade isotópica inicial no seio do maciço;
- abertura parcial do sistema isotópico pela acção dos processos de alteração
Graças a critérios petrográficos, mineralógicos e geoquímicos foi possível
seleccionar as amostras evidenciando menores efeitos de alteração deutérica.
Pode-se assim admitir que o papel desempenhado pelo segundo factor na
dispersão dos valores observados, apesar de não totalmente eliminado, foi
bastante reduzido. Por outro lado, o estudo petrográfico e químico do maciço
revelou um carácter compósito marcado pela existência de três fácies que, apesar
de próximas, não podem ser associadas a uma série cogenética. Com base nestas
considerações propõe-se uma hipótese segundo a qual o maciço será constituído
por três pulsações sub-síncronas de magmas leucograníticos resultantes da fusão
de uma crusta continental isotopicamente heterogénea sem homogeneização
global. Uma tal heterogeneidade isotópica é frequente em leucogranitos
201

peraluminosos como, por exemplo, os leucogranitos dos Himalaias (Le FORT et ai.,
1978). Em consequência deste factor, os dados Rb-Sr não podem ser utilizados
para datar a colocação do maciço. No entanto, devido ao carácter sintectónico dos
granitos do complexo de Cabeceiras de Bastos, contemporâneos da fase F3 à qual
foi atribuída uma idade intravestefaliana ligeiramente anterior ao Vestefaliano D,
(NORONHA et ai., 1981), e considerando que o Vestefaliano se situa entre 316 e
305 Ma (HARLAND era/., 1989), sugere-se para estes granitos a idade aproximada
de 310 Ma. Com base nesta idade calcularam-se as razões ( 87 Sr / 86 Sr)j dos três
granitos do maciço, tendo-se obtido valores significativamente diferentes para cada
um: 0.7104-0.7115 para G'f, 0.7149-0.7174 para G'm e 0.7189-0.7217 para G'g.
Estes dados confirmam a existência de três magmas independentes gerados numa
crusta continental isotopicamente heterogénea. Os magmas poderão representar
misturas em grau variável de produtos anatécticos resultantes de diversas unidades
crustais.
Os valores elevados das razões isotópicas iniciais dos granitos estudados
estão de acordo com o seu carácter fortemente peraluminoso e sugerem uma
origem por fusão parcial da crusta continental superior com uma componente que
poderá ser metaígnea, já reciclada, ou metassedimentar. Valores semelhantes, e
mesmo superiores, têm sido encontrados para outros maciços graníticos
peraluminosos de duas micas sin a tarditectónicos portugueses, e.g., 0.7214 para o
granito de Arga e 0.7153 para o granito de St. Ovídio (DIAS, 1987); 0.7093 para o
granito de Gonça (DIAS ef ai., 1992); 0.7099 e 0.7220 para dois granitos do Gerês,
respectivamente G1 e G3 (NEIVA, 1993).
202

í.
CAPÍTULO VII
INTERPRETAÇÃO PETROGENÉTICA

VIM - PROCESSOS DE FORMAÇÃO DE MAGMAS GRANÍTICOS E
EVOLUÇÃO CRUSTAL
As rochas graníticas podem-se considerar como estádios finais de diversos
processos petrogenéticos envolvendo diferentes rochas como fonte. Cada rocha
granítica possui uma assinatura geoquímica, em termos de elementos maiores,
menores e de terras raras, revelando o seu enquadramento geológico, estando as
grandes séries graníticas distribuídas de acordo com os diferentes ambientes
tectónicos que as caracterizam (e.g. BROWN et al., 1984; PEARCE et al., 1984;
HARRIS étal., 1986; PITCHER, 1987; LAMEYRE, 1988).
A petrogénese de rochas graníticas tem sido abordada segundo diversas
vertentes que tentam conduzir ao estabelecimento dos processos químicos e físicos
responsáveis pela evolução dessas rochas, sendo o objectivo último a
generalização das observações para a compreensão da diferenciação que ocorre
na crusta continental.
As diferentes abordagens vão desde a procura da natureza da fonte e dos
mecanismos de geração, ascensão e instalação de magmas graníticos, passando
pela precisão das condições de pressão e temperatura de cristalização (através do
equilíbrio entre fases minerais primárias coexistentes) assim como a averiguação
do(s) processo(s) de diferenciação magmática através da modelização baseada nos
teores de elementos, quer maiores, quer vestigiais e elementos de terras raras,
culminando no estabelecimento de um modelo petrogenético para o qual igualmente
contribuem trabalhos da petrologia experimental e dados da geoquímica isotópica.
Vll.1.1 - MODELOS TEÓRICOS E EXPERIMENTAIS PARA A FORMAÇÃO DE
MAGMAS GRANÍTICOS
Um dos modelos mais divulgados para a génese de granitos foi proposto por
WHITE & CHAPPELL (1977) a partir do estudo de granitóides do cinturão de
Lachlan, SE da Austrália. De acordo com este modelo, designado por "restite
unmixing model", grande parte dos magmas graníticos compreende dois
componentes, um líquido correspondente a um "melt" granítico mais silicioso, e um
sólido menos silicioso representando o resíduo do material original, sendo ambos
produtos de um processo de ultrametamorfismo. Os dois componentes separam-se
204

em diferentes proporções produzindo as variações químicas observadas nas rochas
plutónicas, traduzidas por tendências lineares nos diagramas de variação tipo
Harker, o que constitui a base principal deste modelo. Contudo, verifica-se que em
muitas séries graníticas a variação da concentração dos elementos com Si02 não é
linear, suscitando limitações à aplicação do modelo. Apesar do reconhecimento da
importância de restites na génese de determinadas rochas graníticas o modelo tem
sido criticado por diversos autores (e.g., WALL et ai., 1987) que sugerem outros
mecanismos para explicar a variabilidade química.
A variabilidade de composição dos granitóides tem sido atribuída à fusão de
diferentes níveis de crusta heterogénea ( MICHARD-VITRAC et ai., 1980) cuja
composição pode ser constituída pela mistura de componentes crustais de
diferentes idades ( PEUCAT et ai., 1988) ou pela mistura de componentes de
diferente natureza, crustal e mantélica ( McCULLOCH & WASSERBURG, 1978;
LEAKE, 1990; DIAS & LETERRIER, 1994) ou a diferentes graus de fusão crustal
( STRONG & HANMER, 1981; WICKHAM, 1987; SEVIGNY et ai., 1989; HOLTZ &
BARBEY, 1991).
A composição do protólito é determinante na composição e volume do "melt"
granítico. Para o caso dos granitos peraluminosos e de duas micas propostas
fundamentadas em modelizações teóricas e trabalhos experimentais indicam para
origem mais provável dos respectivos líquidos a fusão de rochas metapelíticas
( e.g., HUANG & WYLLIE, 1981; STRONG & HANMER, 1981; CLEMENS &
VIELZEUF, 1987; PICHAVANT & MONTEL, 1988; SEVIGNY et al., 1989) e/ou
metaígneas (e.g., MILLER, 1985; ORTEGA & IBARGUCHI, 1990; TURPIN et al.,
1990; HOLTZ & BARBEY, 1991). No caso de granitos cuja fonte tem um
componente de natureza ígnea é chamada a atenção para a problemática da
classificação de granitos tipo I e tipo S de aplicação ambígua uma vez que granitos
peraluminosos podem ser produzidos pela fusão de material peraluminoso de
origem ígnea.
Os granitos de idade paleozóica superior da Península Ibérica têm sido
interpretados como resultado de fontes predominantemente crustais por um
processo consistindo em repetidos episódios de fusão parcial por sua vez resultante
do progressivo espessamento de crusta radiogénica. O espessamento crustal,
combinado com o calor desenvolvido em zonas de cisalhamento e com uma maior
circulação de voláteis, provoca o avanço da fusão crustal sem que haja
205

envolvimento de material do manto. PITCHER (1987) sugere uma representação
esquemática combinando a fonte e o contexto geológico para diferentes tipos de
granitos entre os quais define o "Hercinotipo" de que se destacam as seguintes
características: contexto tectónico de colisão continental oblíqua, metamorfismo de
baixa pressão, migmatitos retrabalhados como granitos tipo S, batólitos
concordantes, fusão parcial de material crustal reciclado por anatexia, magmas
relativamente temperados e húmidos consolidados em profundidade evidenciando
recristalização metamórfica, e espessamento tectónico de crusta radiogénica.
Vll.1.2 - IMPORTÂNCIA DOS ELEMENTOS VESTIGIAIS NA PETROGÉNESE DE
ROCHAS GRANÍTICAS
O avanço da geoquímica de elementos menores, e de elementos de terras
raras tem contribuído eficazmente para o estabelecimento dos processos de
formação dos magmas graníticos (HANSON, 1978; SEVIGNY et ai., 1989; ORTEGA
e IBARGUCHI, 1990) e para o melhor conhecimento da evolução crustal e da
natureza dos protólitos dos granitóides, sendo de realçar a importância do papel
dos isótopos, em particular dos sistemas Rb-Sr e Sm-Nd ( DePAOLO, 1981a;
McCULLOCH & CHAPPELL, 1982; DEMPSEY et ai., 1990) combinados com o
sistema U-Pb (MICHARD-VITRAC et ai., 1980; LIEW & McCULLOCH, 1985;
PEUCATefa/., 1988).
Os elementos menores (designadamente Ba, Rb, Sr) e elementos de terras
raras têm tido igualmente um papel determinante na modelização de processos de
evolução magmática, sendo o mais invocado a cristalização fraccionada (e.g.,
MITTLEFEHLDT & MILLER 1983; TINDLE et ai., 1988; ORTEGA & IBARGUCHI,
1990) em determinados casos combinada com assimilação de rocha encaixante
(ALLEGRE & MINSTER, 1978; TAYLOR, 1980; DePAOLO, 1981b; DIAS &
LETERRIER, 1994).
206

VIU.3 - FONTES DE CALOR
Entre as possíveis fontes de calor necessário para a fusão da crusta
destacam-se as mais invocadas:
- espessamento crustal;
- aumento do gradiente geotérmico pela elevada radioactividade das rochas da
crusta superior;
- descompressão adiabática em consequência de instabilidades gravitacionais;
- calor de fricção em zonas de falha e de cisalhamento;
- abaixamento do ponto de fusão devido a um fluxo de água através de zonas
de falha;
- proximidade do manto superior.
VIU .4 - MECANISMOS DE SEPARAÇÃO DO LÍQUIDO MAGMÁTICO
Os principais mecanismos sugeridos na literatura para a separação do líquido
magmático a partir da rocha fonte, à qual está directamente associada a
capacidade de retenção de sólido residual e a ascensão magmática, consistem em
segregação durante deformação contínua, diapirismo, ascensão ao longo de falhas.
Na base destes mecanismos está essencialmente a viscosidade do "melt" e a
extensão do grau de fusão. Exemplos de mecanismos de segregação e ascensão
de líquidos magmáticos encontram-se sintetizados e.g., em WICKHAM (1987),
WALL era/., (1987), PETFORD et ai., (1994).
VII.2 - O PAPEL E ORIGEM DA ÁGUA NA EVOLUÇÃO DOS MAGMAS
GRANÍTICOS
A grande maioria dos trabalhos experimentais e de modelização com vista ao
conhecimento dos processos petrogenéticos envolvendo exemplos de rochas
graníticas aponta para uma origem por fusão parcial da crusta em que a
contribuição da água é fundamental.
A extrema importância do papel da água na génese de magmas graníticos
merece que lhe seja reservado um parágrafo com a citação de alguns trabalhos
207

experimentais desenvolvidos neste domínio. A água é a variável mais crítica na
evolução dos sistemas anatécticos na crusta, reduzindo a viscosidade dos líquidos
graníticos e promovendo maior extensão de fusão crustal.
CLEMENS & VIELZEUF (1987) calcularam o volume de "melt" granítico que é
possível produzir-se partindo de fontes crustais de diferente composição ( rochas
pelíticas, quartzofeldspáticas, intermédias e máficas) concluindo que as proporções
de líquido produzido são fundamentalmente função da composição da fonte e do
seu teor em minerais hidratados, da pressão e da temperatura. Rochas pelíticas
com biotite e rochas intermédias com biotite e hornblenda parecem ser as fontes
potencialmente mais férteis em "melts" graníticos. A produção de "melt" aumenta
sob condições de temperatura suficientemente elevada para promover as reacções
de desidratação dos minerais hidratados envolvidos e com a diminuição da
pressão. Para o caso dos granitos sintectónicos de duas micas formados em
condições de colisão continental os autores sugerem que rochas pelíticas com
moscovite possam produzir quantidades apreciáveis de "melt" constituindo assim os
progenitores mais prováveis de rochas plutónicas com moscovite primária.
WICKHAM (1987) estudou os mecanismos de génese e instalação do maciço
granítico Hercínico de Les Trois Seigneurs (Pirinéus, França) tendo proposto uma
origem para os leucogranitos peraluminosos e para o granito biotítico por um
processo de anatexia de metassedimentos do Paleozóico Superior segundo
diferentes estádios. A água foi o principal factor nas fracções de "melt" produzidas:
os volumes relativamente pequenos de leucogranitos dever-se-ão a baixas fracções
de fusão segregados dos migmatitos pelíticos caracterizadas por um controlo
interno da água, enquanto que na génese do granito biotítico foi necessária uma
contribuição externa de água para favorecer a anatexia dos metassedimentos em
maior escala, provavelmente relacionada com um sistema convectivo hidrotermal.
HOLTZ & BARBEY (1991) inspiraram-se neste modelo para a origem do complexo
granítico de Tourém (Norte de Portugal), e com base em trabalhos experimentais
propõem a fusão parcial de ortogneisses segundo dois estádios: (1) baixas fracções
de fusão e segregação perfeita de "melt" desprovido de restitos dando origem aos
granitos félsicos governado por baixa actividade da H20 (aH20) e (2) maiores
fracções de fusão, devido a uma maior disponibilidade de água, permitindo a
remoção a partir da fonte quer de "melt" quer de fases residuais que terão originado
208

os granitos heterogéneos (com mais piagioclase e biotite do que os granitos
félsicos) e os granitos com biotite e cordierite.
PICHAVANT & MONTEL (1988) demonstraram que a aH20 é internamente
controlada (pela biotite) durante a génese de "melts" peraluminosos que vão dar
origem às séries vulcânicas de Macusani (Peru). Assim, rochas fonte que
produzirão "melts" ricos em Al devem elas próprias ser ricas em Al e H20.
Consideram os sedimentos metapelíticos como fontes potenciais ideais. Dada a
semelhança entre a composição desta série vulcânica e a dos granitos
peraluminosos de duas micas dos Himalaias (Manaslu) e de granitos Hercínicos
sugerem que o estudo petrogenético da série vulcânica possa ajudar na
interpretação da génese daqueles granitos. Contudo, o granito de Manaslu parece
ter sido formado sob o controlo externo da aH20 (através da percolação de uma
fase fluida) resultando magmas mais frios, mais húmidos e com maior dificuldade
em ascender na crusta.
VIELZEUF & HOLLOWAY (1988) partindo de uma rocha de composição
metapelítica proveniente de Cabo Ortegal (NW Espanha) procederam à sua fusão
num intervalo de temperaturas de 750°-1250° C para pressões de 7, 10 e 12 Kbar,
sob condições de subsaturação. A água interveniente no processo resultou
unicamente de reacções de desidratação de minerais hidratados. Os autores
demonstram que em condições de subsaturação de água é possível obter-se uma
fracção importante de "melt" tipo S (cerca de 40%) entre 850° e 875°C intervalo
durante o qual se observa o desaparecimento de biotite.
WHITNEY (1988) descreve o comportamento de um magma granítico sintético
sob condições isobáricas fazendo variar o teor em água, tendo verificado que um
magma sobressaturado com 12% em peso de água, à pressão de 8 Kbar, inicia a
sua cristalização a uma temperatura relativamente baixa (< 750°C) prosseguindo
durante uma curta gama de temperaturas (630 - 650° C). Para uma pequena
percentagem de água (2% em peso) a cristalização é mais lenta, processando-se
num maior intervalo de temperaturas (1000 - 630° C). Sob condições de baixa
pressão (2 Kbar) atinge-se o estado de sobressaturação apenas com 6 a 7 % em
peso de água. A cristalização sob saturação de vapor de água é mais rápida e
consequentemente produz uma granulometria mais fina.
209

Experiências sob condições isotérmicas mostraram que para um decréscimo
da pressão em magmas sobressaturados a cristalização é relativamente rápida: à
medida que a pressão diminui o "melt" toma-se metaestável e a cristalização
termina antes de se atingirem níveis mais superficiais da crusta. Diminuindo o teor
em água para condições de subsaturação (e.g. 2% em peso) a percentagem de
"melt" mantém-se, podendo eventualmente aumentar.
Granitos de grão grosseiro evidenciando uma longa cristalização e uma
paragénese de elevada temperatura ter-se-ão provavelmente formado na ausência
de uma fase de vapor de água. Pelo contrário, granitos de grão fino terão
cristalizado mais rapidamente e a temperaturas mais baixas, sob condições de
sobressaturação.
Para a origem da água na génese de magmas graníticos são preconizadas
reacções de desidratação de minerais hidratados (e.g. biotite, moscovite) e
subducção de crusta ou manto superior, previamente hidratados durante processos
de alteração hidrotermal.
JOHANNES & HOLTZ (1991) investigaram experimentalmente o efeito da
água na composição de fracções líquidas de magmas graníticos para o sistema Qz-
Or-Ab. Estimaram os teores de água necessários para a produção de percentagens
definidas de "melt" para determinadas condições de pressão e temperatura e
mostraram a importância do teor de H20 no "melt" no controlo da sua composição,
da viscosidade (a qual aumenta com a diminuição da aH20) e, por consequência,
na sua maior ou menor dificuldade em ascender na crusta. Para o mesmo sistema (
Qz-Or-Ab) HOLTZ & JOAHNNES (1994) determinaram os limites de solubilidade da
H20 para determinadas condições de pressão e temperatura e discutem a evolução
de magmas graníticos de acordo com diferentes regimes de ascensão na crusta,
entre os quais se destaca a importância da cristalização fraccionada e o seu efeito
no teor em H20 nos "melt" residuais, resultando em diferentes situações de
viscosidade, com implicações nomeadamente na formação de magmas tipo S com
cristais residuais e de leucogranitos.
210

VII.3 - CONSIDERAÇÕES SOBRE A PETROGÉNESE DO COMPLEXO
DE CABECEIRAS DE BASTO
Os granitos peraluminosos de duas micas da região de Cabeceiras de Basto
enquadram-se no vasto domínio de granitóides Hercínicos que se estende desde a
Europa Central até à Península Ibérica e Comualha, genericamente caracterizados
pela escassa presença de material mantélico e associados a metamorfismo de baixa
pressão e elevada temperatura. A importância do seu estudo petrogenético reside
na potencial contribuição para o conhecimento dos processos de génese e evolução
da crusta continental nos cinturões orogénicos.
Para melhor definir as condições que terão presidido à génese das rochas
graníticas da área de Cabeceiras de Basto procedeu-se a um estudo integrando
dados da petrologia e da geoquímica de elementos maiores, menores, de terras
raras e dados preliminares da geoquímica isotópica, cujo desenvolvimento está
ainda em curso.
Vll.3.1 - A COMPOSIÇÃO NORMATIVA COMO INDICADORA DAS CONDIÇÕES
PETROGENÉTICAS
A curva de fusão mínima para o sistema Q-Or-Ab-H20 para PH2o entre 500 e
10000 bar (TUTTLE & BOWEN, 1958 e LUTH et ai., 1964) e a composição
normativa Q, Or e (Ab+An) das fácies mais sãs dos granitos em estudo encontramse
representadas no diagrama da figura VII.1.
Adicionou-se a anortite à albite em virtude de, nas amostras em que ocorre, a
sua abundância ser muito baixa.
Observa-se que todas as composições se encontram próximas da curva de
fusão mínima e no domínio da ortóclase, indicando respectivamente um "melt" na
origem destes granitos e um enriquecimento em potássio, não só ligado à presença
de feldspato potássico como também às micas.
Os elevados teores de corindo normativo, situando-se entre 4 -5 % nas fácies
menos alteradas (ver anexo XIII), comprovam o elevado carácter peraluminoso dos
granitos em estudo e sugerem que o magma que lhes deu origem tenha derivado de
uma fonte peraluminosa ou tenha adquirido uma peraluminosidade crescente no
decurso da diferenciação magmática (SPEER, 1984; MILLER, 1985).
211

Figura. VII. 1 - Distribuição da composição normativa Ab+An, Or e Q dos granitos em estudo e
traçado da curva de fusão minima do sistema Ab-Or-Q-H20 a pressões PH20 entre
0.5 e 4 kbar (TUTTLE & BOWEN, 1958; LUTH et ai., 1964).
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Vll.3.2- MODELO DE CRISTALIZAÇÃO FRACCIONADA
Os dados geoquímicos , em termos do comportamento de elementos maiores,
menores e de terras raras, mostram que os três grupos de granitos constituem
unidades independentes que evoluíram numa gama de composição semelhante. A
evolução interna para cada grupo é essencialmente caracterizada por uma
diminuição de biotite, do teor em Sr, Zr e do teor total em terras raras assim como
do valor da razão Mg/Mg+Fe da bioite e da moscovite primária, ao mesmo tempo
que se verifica um enriquecimento em Si e o carácter sódico se torna mais
acentuado.
Esta evolução sugeriu a aplicação de um modelo de diferenciação apropriado
às características químico-mineralógicas observadas. Para o efeito testou-se um
modelo de cristalização fraccionada aplicado às três séries graníticas com base em
elementos maiores (contidos em minerais essenciais), elementos menores (também
contidos em minerais essenciais) e elementos de terras raras quer em minerais
essenciais quer nos acessórios seus principais portadores.
212

VII.3.2.1 - Modelo de cristalização fraccionada com base em elementos
maiores
Testou-se o modelo de cristalização fraccionada proposto por WRIGHT &
DOHERTY (1970), utilizando as composições obtidas pela microssonda dos
elementos maiores das principais fases minerais a fraccionar (biotite, plagioclase e
feldspato potássico) assim como a composição das amostras menos evoluídas
(representando o magma inicial) e a das amostras mais evoluídas (representando o
magma residual).
O modelo baseia-se no raciocínio pelo qual a composição do magma menos
evoluído é igual à soma da composição do magma diferenciado mais a composição
dos minerais fraccionados.
Para o cálculo das percentagens das fases minerais fraccionadas e da fracção
de líquido residual seleccionaram-se duas amostras dentro de cada grupo de
granitos em estudo: uma menos evoluída representando a composição do magma
inicial e outra mais evoluída cuja composição se identifica com a do magma
diferenciado.
O quadro VII. 1 representa o modelo de cristalização fraccionada testado para
as três séries graníticas (G'f, G'm e G'g) em que F é a percentagem de líquido
residual e Zr 2 corresponde ao somatório do quadrado dos desvios entre a
composição calculada após a remoção dos minerais que se fraccionaram e a
composição real da rocha mais diferenciada. A boa coerência do modelo é
evidenciada pelo baixo valor do somatório do quadrado dos desvios, Er 2 , o qual é
sempre inferior a 1 nas três séries graníticas.
VII.3.2.2 - Modelo de cristalização fraccionada com base nos elementos
menores Ba, Sr e Rb
O modelo de cristalização fraccionada foi de novo testado desta vez com base
nos elementos menores Ba, Sr e Rb, contidos na biotite, plagioclase e feldspato
potássico.
ALLEGRE & MINSTER (1978) sugerem diversas equações que traduzem
quantitativamente o comportamento de elementos menores nos processos
magmáticos. Entre as várias equações seleccionou-se a que melhor se adapta a
213

ochas plutónicas formadas por um processo de cristalização fraccionada em
condições de equilíbrio entre o sólido total e o líquido:
CL/C0=1/[F + D(1-F)]
CL, C0, F e D representam respectivamente: a concentração do elemento
menor no líquido diferenciado, a concentração do elemento menor no líquido inicial,
a fracção de líquido residual e o coeficiente global de distribuição para a associação
mineral.
No quadro VII.2 encontram-se valores extremos de coeficientes de distribuição
daqueles elementos para a biotite, plagioclase e feldspato potássico. Os valores da
concentração inicial correspondem aos teores dos elementos menores Ba, Sr e Rb
medidos nas amostras menos evoluídas de cada grupo. Pretende-se calcular as
respectivas concentrações CL no líquido diferenciado, que teoricamente deverão
ser próximas das medidas nas amostras mais evoluídas.
Na realidade verifica-se que as composições calculadas para o líquido
diferenciado para as percentagens de cristalização 1-F afastam-se dos valores reais
(quadro VII.3). O insuficiente ajustamento do modelo de cristalização fraccionada
para os elementos Ba, Rb e Sr está provavelmente relacionado com a mobilidade
destes elementos em virtude da complexidade dos fenómenos de alteração
deutérica que actuou nos granitos em estudo. Recorda-se que os fenómenos de
alteração afectaram sobretudo os minerais principais portadores destes elementos:
plagioclase (portadora de Sr) assim como o feldspato potássico (receptor do Ba) e a
biotite (receptora de Rb e Ba).
214

Quadro VII. 1 - Modelo de cristalização fraccionada com base em elementos maiores contidos em
minerais essenciais dos três grupos de granitos de duas micas do complexo de
Cabeceiras de Basto.
Magma Inicial Magma residual
Magma residual
G'f
calculado Biotlta PlagfoclaM Fold «pato K
2 113
Si02 72.95 74.49 74.99 39.47 67.22 64.56
AI203 15.36 15.05 14.90 20.75 20.56 18.24
FeOt 2.08 1.23 1.13 21.87 0.02
MnO 0.02 0.02 0.28
MgO 0.47 0.30 0.30 4.48
CaO 0.42 0.56 0.44 1.14 0.01
Na20 2.89 2.94 2.92 0.06 11.00 0.68
K20 5.47 5.21 5.06 10.64 0.06 16.48
Ti02 0.36 0.20 0.26 2.44 0.02
% 4.78 1.85 2.07
Er2 0.32
G'm
.79
104
Si02 73.08 74.68 74.77 36.85 67.60 64.68
AI203 15.83 15.39 15.41 19.91 20.04 18.47
FeOt 1.65 1.08 1.08 24.65 0.02
MnO 0.03 0.04 0.03 0.37
MgO 0.27 0.22 0.13 5.62
CaO 0.43 0.22 0.43 1.08 0.01
Na20 3.21 3.3 3.02 0.14 11.21 0.97
K20 5.21 4.89 4.89 10.03 0.06 15.87
Ti02 0.29 0.16 0.25 2.43
% F = 89,67 2.76 4.15 3.42
LV2 0.15
Ga
13 65
SÍ02 73.27 75.26 75.37 37.75 67.78 65.00
AI203 15.44 15.15 15.16 19.22 19.98 18.14
FeOt 2.16 1.08 1.09 23.81 0.08
MnO 0.03 0.05 0.02 0.24
MgO 0.55 0.2 0.29 5.85
CaO 0.25 0.14 0.27 1.06
Na20 2.6 3.26 2.79 0.07 11.01 0.37
K20 5.34 4.74 4.76 10.36 0.10 16.48
Ti02 0.36 0.12 0.25 2.71
% F = 90,72 5.63 0.87 2.78
Er2 0.37
G'f-granito degrão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro;
F-percentagem de líquido residual; Er 2 -somatório do quadrado dos desvios.
215

Quadro VII.2 - Valores extremos dos coeficientes de distribuição (Kd) de Ba, Sr e Rb para a
biotite, plagioclase e feldspato potássico.
Ba
Sr
Rb
Biotite Plagioclase Feldspato- K
(a) (b)
5-10 5,4
0,1 -0,2 0,22
1-3 4,2
(a) (b)
0,2 - 1 0,36
1 - 20 2,84
0,02 - 0,2 0,048
Valores compilados por (a) DIAS (1987) e (b) SEVIGNY et ai. (1989).
(a) (b)
3-9 6,12
2-4 3,87
0,3-0,7 0,66
Quadro VII.3 - Modelo de cristalização fraccionada com base nos elemntos menores Ba, Sr e Rb
contidos em minerais essenciais dos granitos em estudo.
CL CL cale. CL cale.
(a) (b)
Ba 202 268-205 251
Sr 44 136-97 126
Rb 389 484-435 415
G'f G'm Q'g
CL CL cale. CL cale.
(a) (b)
98 210-159 190
33 69-38 61
453 326-301 294
CL CL cale CL cale
(a) (b)
61 159-117 146
25 186-151 173
592 448-396 374
CL-composição real; CL calc-composição calculada; Kds compilados por (a) DIAS (1987) e (b)
SEVIGNY et ai. (1989).
Vll.3.2.3 - Modelo de cristalização fraccionada com base em elementos de
terras raras
A diminuição do teor em terras raras e em Zr observada nos diagramas em que
se projectaram estes elementos contra o parâmetro B = (Fe+Mg+Ti) (vide capítulo
IV) não pode ser explicada pelo fraccionamento de minerais essenciais, tais como a
biotite, plagioclase e feldspato potássico, em virtude de os respectivos coeficientes
de distribuição serem muito baixos para estes minerais (valores muito inferiores à
unidade). Por outro lado, sabe-se que o comportamento das terras raras é
controlado pelos minerais acessórios seus portadores apresentando elevados
coeficientes de distribuição para esses elementos (HANSON, 1978; MCCARTHY &
KABLE, 1978; MITTLEFEHLDT & MILLER, 1983; ÕHLANDER et al., 1989).
216

Para testar um modelo de cristalização fraccionada com base nos elementos
de terras raras dispõe-se das percentagens dos minerais essenciais e acessórios
fraccionados (quadro VII.4), dos coeficientes de distribuição das terras raras para
esses minerais (quadro VII.5) e da concentração de terras raras na rocha menos
evoluída de cada série e que representa o magma inicial . As percentagens de
apatite, zircão e monazite foram calculadas indirectamente com base em dados da
literatura em virtude de não se dispor das respectivas análises químicas.
Os valores de CL são calculados a partir das proporções dos minerais
fraccionados e em valores conhecidos dos Kd de determinados elementos de terras
raras, para esses minerais (quadro VII.6).
Quadro VII.4 - Proporções calculadas dos minerais intervenientes na modelização da cristalização
fraccionada.
G'f G'm G'g
Biotite 50,43 24,71 56,02
Fedspato K 21,78 30,63 27,68
Plagioclase 19,47 37,16 8,65
Apatite 8,32 7,50 7,65
Zircão 0,03 0,01 0,02
Monazite 0,94 0,28 0,66
F 91,3 89,7 90,7
F-Percentagem de líquido residual; G'f-granito degrão fino; G'm-granito de grão médio- G'q-qranito
de grão grosseiro.
Quadro VII.5 - Coeficientes de distribuição médios de elementos de terras raras utilizados nos
cálculos (In: DIAS, 1987).
Kd
Biotite Feld8pato-K Plagioclase Apatite Zircão Monazite
Ce 0,32 0,054 0,27 34,7 5,43 3413
Sm 0,26 0,45 0,13 62,8 11 2859
Eu 0,24 0,95 2,15 30,4 7,92 228
Gd 0,28 0,045 0,097 56,3 21,7 2650
Er 0,35 0,021 0,055 37,2 279 595
Yb 0,44 0,042 0,049 23,9 647 273
217

Quadro VII.6 - Comparação entre os valores reais (R) e calculados (C) dos líquidos diferenciados
(representados pelas amostras mais evoluídas) na modelização das terras raras por
um processo de cristalização fraccionada. Composições normalizadas ao condrito
C1.
Amostra
113 R
c
104 R
C
65 R
C
CeN SmN EuN GdN ErN YbN
54,55
55,13
30,26
14,00
27,59
27,47
24,68
19,74
14,94
6,75
12,99
13,12
6,89
11,20
Os espectros normalizados ao condrito C1 a partir dos valores calculados são
semelhantes aos obtidos com os valores reais para as amostras mais evoluídas,
mostrando que o modelo de cristalização fraccionada para as terras raras é
bastante coerente, sobretudo para o grupo de grão fino e de grão grosseiro. Este
modelo de fraccionamento é no entanto menos ajustado para o grupo G'm (Fig.
VII.2).
MARUEJOL et ai. (1990) investigaram os prováveis mecanismos de
fraccionamento de terras raras em rochas graníticas levemente peraluminosas, do
SE da China, tendo encontrado um fraco ajustamento de um modelo de
fraccionamento de monazite no estádio magmático para um granito diferenciado
evidenciando alteração hidrotermal. Com base nos espectros de terras raras, nos
teores em terras raras leves e nas observações petrográficas aqueles autores
sugerem para o granito mais diferenciado um modelo de fraccionamento magmático
associado a um fraccionamento hidrotermal, explicando assim a inadaptabilidade do
modelo a partir apenas do fraccionamento da monazite.
5,17
3,96
3,45
8,79
13,71
7,98
10,28
4,89
8,81
7,49
4,22
3,61
3,61
2,65
4,22
3,88
3,03
3,57
2,42
2,06
3,63
3,33
218

Figura. VII.2 - Modelização de terras raras por cristalização fraccionada; a cheio, espectros reais;
a tracejado, espectros calculados; G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão
médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Vll.3.3 - ENQUADRAMENTO TECTÓNICO COM BASE EM ELEMENTOS
MENORES
A aplicação de elementos menores ao estudo petrogenético dos granitos de
duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto permitiu concluir que os granitos
exibem espectros geoquímicos normalizados ao ORG ( Ocean Ridge Granites) que
se sobrepõem aos granitos sincolisionais definidos por PEARCE et ai. (1984) (figura
VII.3) e projectam-se igualmente no domínio dos granitos sincolisionais no diagrama
de discriminação tectónica Rb vs. Y+Nb dos mesmos autores (figura VII.4). Nesta
modelização os autores utilizaram granitóides resultantes da fusão parcial de
materiais crustais, atribuindo o enriquecimento em Rb à adição de um componente
fluido rico em Rb e mais empobrecido em (Y+Nb).
219

K20 Rb Ba Th Ta Nb Ca Hf Zr Sm Y Yb
Figura. VII.3 - Espectros dos granitos em estudo normalizados ao granito hipotético ORG (Ocean
Ridge Granite), exibindo um padrão coincidente com o dos granitos sincolisionais
definidos por PEARCE et ai. (1984).
100 1000
V*Nb ppm
Figura. VII.4 - Diagrama discriminante Rb vs. Y+Nb (PEARCE et ai., 1984).
Devido à projecção de todas as amostras num campo muito restrito optou-se por utilizar a mesma
simbologia para os três grupos de granitos em estudo.
Vll.3.4 - CONCLUSÕES
Estudos isotópicos realizados até ao momento mostram que cada grupo de
granitos é caracterizado por elevadas razões iniciais de Sr, diferentes para cada
grupo, variando nos intervalos 0.7104-0.7115, 0.7149-0.7174 e 0.7189-0.7217
respectivamente para G'f, G'm e G'g.
220

Os dados petrográficos, mineralógicos e geoquímicos (de elementos maiores,
menores e de terras raras) combinados com resultados isotópicos preliminares
sugerem que o complexo granítico de Cabeceiras de Basto tenha resultado de
sucessivas instalações de três pulsações magmáticas independentes que evoluíram
numa faixa de composição semelhante.
Na génese dos granitos em estudo interveio um processo de fusão que deu
origem a um "melt" de composição próxima da fusão mínima.
Os valores elevados e variados das razões Sq e a não ocorrência de encraves
de composição básica a intermédia indicam uma origem a partir de uma crusta
continental heterogénea, com uma contribuição metassedimentar.
Durante a sua instalação cada pulsação de magma foi submetida a um
processo de cristalização fraccionada o qual tende a aumentar o carácter
peraluminoso do magma, como sugerido por MILLER (1985).
O enquadramento geotectónico sin a tardi-F3, associado a importantes zonas
de cisalhamento dúctil que controlaram a sua instalação (NORONHA et ai., 1981;
FERREIRA et ai., 1987) sugere que o processo de formação dos magmas destes
granitos tenha ocorrido em níveis médios a superiores da crusta como resposta ao
aumento do gradiente geotérmico iniciado durante o espessamento sin-F3 e que
progrediu durante o período de descompressão tardi a pós-tectónico. Este processo
está de acordo com a fusão crustal de metassedimentos e de outros granitóides preexistentes,
a qual terá dado lugar aos granitos peraluminosos que normalmente se
instalam em domos térmicos autóctones ou ascendem para ocupar os núcleos de
antiformas F3 (NORONHAera/., 1981; PEREIRA, 1988).
221

CAPÍTULO VIII
CONCLUSÕES GERAIS

Os granitos de duas micas da área de Cabeceiras de Basto constituem no seu
conjunto um exemplo de um maciço compósito com uma orientação NW-SE, que se
manifesta também à escala do afloramento pela orientação e deformação dos seus
minerais, sobretudo os de hábito tabular.
Relações de campo, associadas a dados da mineralogia e da geoquímica de
elementos maiores e menores, conduziram ao estabelecimento de três séries
graníticas independentes: granitos de grão fino (G'f), de grão médio (G'm) e de grão
grosseiro (G'g), cujos contactos são na generalidade difusos. A sua principal
característica petrográfica é a relativa abundância de moscovite, cujo estudo
permitiu identificar uma geração primária e várias gerações secundárias
relacionadas com uma importante actividade de fenómenos de alteração tardimagmática,
de que igualmente se salienta a albitização dos feldspatos. A presença
de moscovite primária atesta a natureza peraluminosa destes granitos.
O estudo geoquímico dos granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras
de Basto contribuiu para o aprofundamento da sua caracterização no seio do
grande grupo dos granitos orogénicos hercínicos e permitiu a formulação de
hipóteses relativas à sua génese.
As diversas abordagens empreendidas ao longo da preparação do presente
trabalho e os resultados obtidos até ao momento permitiram tirar as seguintes
conclusões:
- a associação mineralógica indica um elevado grau de evolução dos granitos,
uma vez que a biotite é o único mineral máfico presente e sempre menos abundante
do que a moscovite, e a plagioclase uma albite quase pura;
- o cálculo normativo, com base na composição da rocha total e da
composição real dos minerais (análises à microssonda), mostra diferentes
proporções de feldspato potássico e de plagioclase em cada grupo de granitos,
sendo os valores médios para G'f, G'm e G'g respectivamente 0.79, 0.68 e 0.64;
- os efeitos da alteração deutérica são evidentes nos três grupos de granitos e
são sobretudo caracterizados pela moscovitização da plagioclase e da biotite e pela
albitização dos feldspatos. Esporadicamente observa-se alguma microclinização de
223

um feldspato primário. A moscovitização da plagioclase constitui um dos fenómenos
de alteração com maior expressão implicando um aumento da razão feldspato
potássico/plagioclase nas amostras alteradas relativamente às amostras sãs,
atingindo-se os valores médios de 1.15, 0.72 e 0.92 respectivamente em G'f, G'm e
G'g;
- o carácter aluminoso do conjunto dos três grupos graníticos é revelado pela
presença de moscovite primária, por uma composição aluminosa da biotite, pela
razão molar A/KCN sempre superior a 1.1 (entre 1.2 e 1.4) e pelo teor em corindo
normativo entre 4 e 5% nas amostras menos afectadas pela moscovitização;
- a natureza primária da moscovite, inicialmente estabelecida a partir de
critérios petrográficos, pôde ser confirmada pelo seu estudo geoquímico e pela
abordagem cristaloquímica, tendo-se observado um enriquecimento generalizado
em Na, Ti, Mg e Fe total e um ligeiro empobrecimento em Al total, relativamente à
moscovite secundária;
- os valores dos coeficientes de distribuição de AI VI , Ti e XFe entre a biotite e a
moscovite consideradas primárias, respectivamente de 2.8 a 4.2, 2.5 a 5.4 e de 1.4,
enquadram-se nos valores encontrados na literatura para a moscovite em equilíbrio
com a biotite, o que igualmente confirma a natureza primária da moscovite;
- o estudo cristaloquímico, particularmente das micas brancas e da biotite,
permitiu caracterizar cada um dos grupos de granitos através de diferenças,
pequenas mas significativas, dos valores de Mg, Al, Ti, Fe e K, comprovando a
existência de três séries independentes;
- conjugando dados experimentais com dados da composição química da
biotite não moscovitizada e da moscovite primária estimaram-se as condições de
cristalização caracterizadas por uma temperatura entre 650 e 700°C , log /02 entre
-16.5 e -16.0 e uma pressão da ordem de 3 a 3.5 kbar. Apesar de se tratarem de
valores com interesse meramente comparativo, estes resultados estimados estão de
acordo com as condições máximas de metamorfismo sugeridas para o
enquadramento metassedimentar dos granitos em estudo;
224

- o estudo de minerais pesados, concretamente a identificação de
determinadas formas simples e a observação de intenso zonamento em cristais de
zircão, permitiu obter algumas informações preliminares com interesse
petrogenético. Estas informações são sugeridas pela identificação de frequentes
formas de bipirâmide {211} mais desenvolvidas relativamente a {101}, indicando
uma composição peraluminosa do magma, e pela maior ocorrência da forma de
prisma {110}, mais desenvolvida do que a forma {100}, sugerindo temperaturas do
meio de cristalização relativamente baixas. O zonamento devido a fenómenos de
sobrecrescimento tem sido interpretado como consequência da presença de água
no magma que terá prolongado o tempo de cristalização do zircão;
- a geoquímica de rocha total, incidindo sobre o estudo do comportamento de
elementos maiores, menores e elementos de terras raras, permitiu pôr em evidência
tendências evolutivas primárias independentes para cada um dos grupo de granitos,
excluindo-se a hipótese de uma origem comum a partir da evolução de um único
magma;
- os fenómenos de alteração tardi- a pós-magmáticos, que afectaram de forma
variável o complexo, revelaram-se pouco eficazes no comportamento de
determinados elementos menores, tais como Zr e elementos de terras raras,
sugerindo que os minerais acessórios pesados seus principais portadores (e.g.,
zircão, monazite) sejam igualmente pouco sensíveis à actuação destes fenómenos.
A relativa imobilidade destes elementos confere-lhes um importante papel para a
compreensão da evolução primária dos granitos estudados, os quais puderam ser
discriminados designadamente pelas gamas de variação dos valores de Zr (G'f: 64-
195 ppm, G'm: 49-98 ppm e G'g: 46-109 ppm), do somatório dos elementos de
terras raras (G'f: 71-284 ppm, G'm: 43-92 e G'g: 39-126) e da razão (La/Yb)N (G'f:
52-21, G'm: 37-13 e G'g: 25-28).
- o estudo do comportamento dos elementos Li, Sn e W mostrou que os
granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto são especializados
nestes elementos, sendo a sua concentração favorecida pela diferenciação
magmática (à excepção do Li no grupo de grão fino que diminui, acompanhando a
diminuição de biotite, seu provável hospedeiro neste grupo); a correlação positiva
observada entre o F relativamente ao Li e Sn sugere que compostos fluoretados e o
225

comportamento do F tenham um papel importante nos processos de transporte
destes elementos, nomeadamente do estanho;
- os fenómenos de alteração tardi-magmática, designadamente a albitização e
a moscovitização, acentuam globalmente a concentração dos elementos Li, Sn e,
em menor escala, o W; a albitização associa-se a um aumento mais regular da
concentração em Sn;
- no conjunto dos três granitos, G'f, G'm e G'g, os teores de Li variam
respectivamente na gama 74-482 ppm, 32-395 ppm e 112-442 ppm e os de Sn no
intervalo 8-66 ppm, 17-47 ppm e 13-68 ppm; estes teores conferem um grau de
especialização em Li e Sn que, associado ao carácter aluminopotássico destes
granitos, permite sugerir que sejam potenciais fontes daqueles elementos, os quais
poderão por sua vez atingir concentrações económicas pela acção conjugada da
diferenciação magmática e da circulação de fluidos hidrotermais;
- dados da mineralogia, da geoquímica de rocha total e dados isotópicos
preliminares (valores de Sn de 0.7104-0.7115 para G'f, de 0.7149-0.7174 para G'm
e de 0.7189-0.7217 para G'g), permitiram desenvolver um modelo petrogenético
indicando que os três grupos de granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras
de Basto corresponderão a três séries distintas, resultando da fusão parcial de uma
crusta continental heterogénea, incluindo uma importante componente sedimentar
enriquecida em elementos litófilos. À fusão parcial seguiu-se uma diferenciação
magmática, controlada principalmente por um processo de cristalização fraccionada,
durante o qual determinados minerais acessórios, nomeadamente a apatite, zircão e
monazite, controlaram a distribuição dos elementos menores e de terras raras.
Posteriormente, todo o maciço foi amplamente afectado por fenómenos de alteração
deutérica que provocaram intensa sericitização da plagioclase, moscovitização da
biotite, recristalização de moscovite primária e albitização do feldspato potássico, o
que conduziu a uma convergência da composição química das três unidades
graníticas;
- a localização dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto, no domínio
dos granitos sincolisonais do diagrama discriminante de PEARCE et ai. (1984), está
de acordo com a instalação sin- a tardi-tectónica do complexo.
226

Este estudo tenta dar uma contribuição para uma melhor compreensão dos
complexos processos que presidem à génese dos granitos hercínicos
peraluminosos de duas micas, assim como do seu papel quer na formação de
depósitos minerais relacionados com magmatismo ácido quer na construção e
evolução da crusta continental.
Prevê-se a continuação do aprofundamento da caracterização geoquímica dos
granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto, estando já em curso
um programa isotópico envolvendo os sistemas Sm-Nd e U-Pb que trará
informações sobre a verdadeira natureza da sua fonte.
Espera-se que um estudo de inclusões fluidas, contidas em minerais destes
granitos, possa vir a fornecer importantes informações sobre a composição e
condições termodinâmicas de aprisionamento dos fluidos responsáveis pelas
alterações observadas. Igualmente se espera poder-se estabelecer a sua
correspondência com os fluidos relacionados com as mineralizações que ocorrem
espacialmente associadas.
227

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WRIGHT, T.L. & DOHERTY, P.C., 1970. A linear programming and least squares computer method
for solving petrologic mixing problems. Geol. Soc. Amer. Bull., 81:1995-2008.
WYLLIE, P.J., 1977. Crustal anatexis: an experimental review. Tectonophysics, 21: 41-71.
YODER, H.S. & EUGSTER, H.P., 1955. Synthetic and natural muscovites. Geochim. Cosmochim.
Acta, 8: 225-280.
ZUSSMAN, J., 1979. The crystal chemistry of the micas. Bull. Miner., 102: 5-13.

ANEXOS

Abreviaturas
G'f - Granito de grão fino
G'm - Granito de grão médio
Greis - Greisen
porf - Granito de grão grosseiro porfiróide
Aib - Albitização
Clor - Cloritização da biotite
Mb - Moscovitização da biotite
Mp - Moscovitização da plagioclase
Mosc - Moscovitização da plagioclase e/ou de plagioclase e biotite
NX - Luz polarizada, nicóis cruzados
As fórmulas estruturais das micas e dos feldspatos foram calculadas
respectivamente com base em 22 e 32 oxigénios

ANEXO I
Cálculo da norma ajustada à composição
real dos minerais

Parte-se da composição química da rocha total e dos minerais, sob a
percentagem em peso dos óxidos.
1 - Transformar o Fe2Û3 da rocha total em FeO
2 - Recalcular os óxidos da rocha total e dos minerais para um total de 100%, sem
P2O5 nem voláteis
3 - Determinação das proporções de cada mineral estabelecendo um sistema
de n equações a n incógnitas. A escolha das equações é feita de acordo com
os elementos que apresentem uma posição determinada nos minerais, e.g., Al,
Mg, Na, (Ca), K.
4 - Cálculo da % de ilmenite:
% llm={%Ti02RT - [(%Ti02Bi* %Bi) + (%Ti02Mo* %Mo)]} / 52*
(*) % de TÏ02 numa ilmenite pura (48% FeO + 52%Ti02)
5 - Cálculo da % de quartzo:
%Qz= %Si02RT - (%Si02P|* %PI + %SiC>2FK* %F K + %Si02Bi* %Bi +
%Si02Mo* %Mo
6 - Verificar se o total das % de todos os minerais é 100%
7 - Testar o ajustamento do modelo:
Calcular os óxidos com base nas proporções dos minerais calculadas. O
somatório do quadrado das diferenças entre os valores reais e os calculados,
Er2, deverá ser « 1.
246

EXEMPLO - Amostra n°41
%
RT RT*
SÍ02 73,50 74,83
AI203 14,65 14,92
Fe203 1,14 1,05
MnO 0,04 0,04
MgO 0,27 0,27
CaO 0,31 0,32
Na20 3,64 3,71
K20 4,59 4,67
Ti02 0,19 0,19
P205 0,40
H20+ 0,91
PI FK Bi
67,23 64,68 40,25
20,56 18,47 22,66
1,14
22,07
0,37
2,04
11,01 0,98 0,11
0,06 15,87 10,60
1,90
Total 99,64 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00
(*) Valores Recalculados para 100%, depois de transformar Fe203 em FeO e retirar P205 e voláteis
Escolha das equações de acordo com os elementos que ocupam posições bem
definidas nos minerais:
(Al) 20,56 x + 18,47y + 22,66z + 33,63w = 14,92 (eq. 1)
(Mg) 2,04z + 1,06w =0,27 (eq.2)
(Na) 11,01x + 0,98y +0,11z + 0,65w = 3,71 (eq.3)
(K) 0,06x+15,87y + 10,60z + 11,06w = 4,67 (eq.4)
Resolvendo este sistema obtêm-se os valores das incógnitas x, y, z e w que
correspondem respectivamente às percentagens dos seguintes minerais:
plagioclase, feldspato potássico, biotite e moscovite.
Mo Óx.
Cale.
49,34 Si02 74,85
33,63 AI203 14,95
3,62 FeO 1,01
0,04 MnO 0,01
1,06 MgO 0,19
CaO 0,36
0,65 Na20 3,71
11,06 K20 4,68
0,60 Ti02 0,19

x = 0,3145 31,45% Plagioclase
y = 0,1678 16,78% Feldspato potássico
z = 0,073 7,3% Biotite
w = 0,1096 11 % Moscovite
Correcção da biotite:
Estimativa do teor máximo possível da biotite, para o teor inicial de FeO
(22,07*0,073) + (3,62*0,11) = 2,01 > 1,05
1,05 - (3,62* 0,11)=0,6518/22,07 = 0,0295 % biotite
Recalculo das % dos minerais assumindo 2% de biotite (w = 0.02):
20,56x + 18,47y + 33,63z = 14,92 - (21,14 * 0,02) = 14,50 donde x=-0,8949y-
1,636z+0,705
11,01x + 0,98y + o,65z = 3,71
0,06x + 15,87y + 11,06z= 4,47
Substituindo x nas outras duas equações obtém-se um sistema de duas
equações a duas incógnitas:
-8,87y-17,36z=-4,05
15,82y+10,96z=4,43
Após as substituições convenientes obtêm-se as seguintes percentagens de
minerais:
y = 0,1832 - FK= 18,32%
z = 0,1397 - Mo =13,97%
x = 0,3123 - Pl= 31,23% Razão feldspato potássico /plagioclase, Or/ PI = 18,3/31,2 = 0,59
W = 0,02 - Bi= 2%
% Quartzo:
74,83 - (67,23*0,312 + 64,68 *0,183 + 40,25 * 0,02 + 49,34 * 0,14) = 34,3
248

% llmenite-Magnetite:
[0,19 -(1,90 * 0,02 + 0,6 * 0,14)] / 52 = 0,0013
Cálculo inverso para testar se os valores calculados para o modelo estão
correctos:
Si02 = 67,23 * 0,3123 + 64,68 * 0,1832 + 40,25 * 0,02 + 33,63 * 0,1397 + 100 * 0,343 =
74,85
AI203 = 20,56 * 0,3123 + 18,47 * 0,1832+ 22,66 * 0,02 + 33,63 * 0,1397= 14,95
FeO = 22,07 * 0,02 + 0,60 * 0,1397 + 0,013 *52 = 1,01
MnO = 0,37 * 0,02 + 0,04 * 0,1397 = 0,01
MgO = 2,04 * 0,02 + 1,06*0,1397 = 0,19
CaO = 1,14*0,3123 = 0,36
Na20 = 11,01 * 0,3123 + 0,98 * 0,1832 + 0,11 * 0,02 + 0,65 * 0,1397 = 3,71
K20 = 0,06 *0,3123 + 15,87 * 0,1832 + 10,60 * 0,02 + 11,06 * 0,1397 = 4,68
Ti02 = 1,90*0,02 +0,6*0,1397 + 0,0013*52 =0,189 = 0,19
Calculado Real r2
Si02 74,85 74,83 0,0004
AI203 14,95 14,92 0,0009
FeO 1,01 1,05 0,0016
MnO 0,01 0,04 0,0009
MgO 0,19 0,27 0,0064
CaO 0,36 0,32 0,0016
Na20 3,71 3,71 0,0000
K20 4,68 4,67 0,0001
Ti02 0,19 0,19 0,0000
Sr 2 0,0119

ANEXO II
Composição química e respectivas fórmulas
estruturais de biotites dos granitos do
Complexo de
Cabeceiras de Basto

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ANEXO III
Composição química e fórmulas estruturais
de biotites com indícios de moscovitização
dos granitos do Complexo de
Cabeceiras de Basto

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ANEXO IV
Composição química e fórmulas estruturais
de moscovites primárias dos granitos do
Complexo de Cabeceiras de Basto

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ANEXO V
Composição química e fórmulas estruturais
de moscovites secundárias simplectíticas
(associadas à moscovitização da
plagioclase). Exemplo de duas análises de
moscovite intersticial

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ANEXO VI
Composição química e fórmulas estruturais
de feldspatos potássicos dos granitos do
Complexo de Cabeceiras de Basto

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ANEXO VII
Composição química e fórmulas estruturais
de plagioclases dos granitos do
Complexo de Cabeceiras de Basto

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ANEXO VIM
Separação electromagnética

A - Princípios gerais da separação electromagnética
As separações magnéticas consistem em submeter os minerais à acção de um
campo magnético. As diferenças de susceptibilidade magnética entre os minerais
são os principais critérios que permitem efectuar o fraccionamento.
Todo o material colocado num campo magnético não uniforme adquire certas
propriedades magnéticas por indução magnética (B) que por sua vez depende da
permeabilidade magnética do mineral ( m ) e do campo de indução (H), sendo m =B/H
(PARFENOFFefa/. 1970).
A permeabilidade magnética de um mineral é o valor que exprime a facilidade
com a qual as propriedades magnéticas podem ser induzidas nesse mineral pela
acção de um dado campo magnético.
As propriedades magnéticas de um mineral podem igualmente ser expressas
pela susceptibilidade magnética, K, que caracteriza a intensidade I com a qual o
mineral se magnetiza, sendo K= l/H.
A susceptibilidade magnética está relacionada com a permeabiliadae
magnética pela equação:
Muitas vezes utiliza-se o conceito de susceptibilidade magnética específica,
definida pela expressão:
X=K/p
em que X é susceptibilidade magnética específica e p a densidade do mineral.
Quando a permeabilidade magnética do mineral é superior à do meio o mineral
é atraído em direcção ao ponto onde se dá a convergência do campo, designando-
se o mineral por paramagnético. Nestas circunstâncias H>1 e K e X são valores
positivos. Se a permeabilidade magnética do mineral for mais fraca do que a do
meio o mineral é repelido e designa-se por diamagnético, sendo H

Os minerais paramagnéticos necessitam de campos mais fortes para a sua
separação, utilizando-se nestes casos um electro-íman. A separação de minerais
diamagnéticos é bastante mais difícil.
B - Separador tipo Frantz
O princípio deste aparelho consiste na deslocação dos grãos ao longo de uma
calha, localizada no interior de um campo electromagnético, dividida em duas partes
por uma divisória.
Durante a separação intervêm diversos factores tais como a intensidade do
campo magnético, a inclinação lateral e longitudinal da calha assim como a
alimentação através do funil, de acordo com o tipo de material e objectivos a atingir.
Fazendo variar a intensidade da corrente, são produzidos campos magnéticos
de força uniformemente variável. A inclinação lateral da calha (0 o a 30° nos dois
sentidos) permite separar minerais de idêntica susceptibilidade magnética mas de
densidades diferentes. A variação da inclinação longitudinal (de 0 o a 90°) provoca
uma variação na velocidade de passagem dos grãos. O débito de material pode ser
regulado pela intensidade da vibração e pela maior ou menor abertura da
passagem no funil de alimentação.
277

ANEXO IX
Princípios da microscopia electrónica de
varrimento

As amostras não necessitam de qualquer preparação específica, devendo
contudo suportar condições de alto vácuo sem se alterarem. É indispensável
assegurar uma boa condutividade eléctrica superficial, efectuando uma metalização
se necessário.
A - Tipos de radiações
A construção da imagem pode ser realizada a partir de diversas radiações
provenientes da interacção entre o feixe de electrões incidente e a amostra (figura
IX. 1). Cada electrão incidente sofre os efeitos de várias interacções até perder a
totalidade da sua energia ou abandonar a amostra. As radiações verificadas em
microscopia electrónica de varrimento podem ser agrupadas nas seguintes
categorias:
- electrões retrodifundidos
- electrões secundários
- catodoluminescência
- electrões Auger
- raios X
Electrões retrodifundidos
Consistem em electrões emergentes da superfície da amostra, com energia
próxima da do feixe incidente e que resultam de interacções elásticas (mudança de
direcção da trajectória do electrão incidente) ou com perda reduzida de energia mas
com forte desvio angular. A razão entre o número de electrões rectrodifundidos e o
número de electrões incidentes (coeficiente de rectrodifusão) depende do ângulo de
incidência do feixe electrónico e aumenta com o número atómico médio local da
amostra. As imagens obtidas utilizando esta radiação fornecem diversas
informações, nomeadamente de natureza química (relativamente ao número
atómico) e da topografia da amostra.
Electrões secundários
São os electrões de baixa energia (

incidência do feixe primário. As imagens obtidas caracterizam-se por um forte
contraste da topografia.
Catodoluminescência
Consiste na emissão de fotões (unidades indivisíveis de radiação
electromagnética) no domínio do visível, ou de comprimentos de onda próximos, em
materiais isolantes ou semicondutores. Permite obter informações sobre a
composição química ou a estrutura física do material.
Electrões Auger
São electrões de baixa energia (até algumas centenas de ev) que resultam do
regresso ao estado fundamental de átomos que foram ionizados (interacção dos
electrões do feixe incidente com os electrões das camadas internas, com expulsão
de um electrão) e que por consequência possuem uma energia característica do
elemento emissor.
Raios X
A radiação X compreende duas componentes: um fundo contínuo e a radiação
característica. A intensidade e a distribuição do espectro do fundo são
consequência do número atómico médio local da amostra e da energia do feixe de
incidência. A radiação característica consiste no espectro característico dos
elementos presentes no microvolume excitado pelos electrões incidentes.
B - Princípios do funcionamento do MEV
Em microscopia electrónica de varrimento a superfície da amostra é percorrida
sequencialmente por um feixe de electrões de elevada energia, finamente focado,
praticamente sem efeitos de difracção, possibilitando uma profundidade de campo
muito superior à atingida em microscopia óptica. As radiações emitidas em cada
ponto são recebidas em detectores adequados a cada tipo de radiação, provocando
um sinal eléctrico que por sua vez vai modular o brilho de um écran cujo varrimento
coincide com o varrimento da amostra. Deste modo, a imagem vai sendo construída
ponto por ponto com um brilho proporcional à intensidade da radiação utilizada.
280

A possibilidade de associar um espectrómetro de raios X de dispersão de
energia (EDS) ou de comprimentos de onda (WDS) ao microscópio electrónico de
varrimento permite, através da detecção e análise da radiação emitida pela amostra,
analisar qualitativa e quantitativamente elementos desde o sódio ou o boro
(respectivamente com EDS e WDS) até ao urânio, conferindo ao microscópio
potencialidades semelhantes às da microssonda.
A rápida expansão da utilização do microscópio electrónico de varrimento
deve-se, em resumo, aos seguintes aspectos fundamentais:
- a possibilidade de trabalhar com amostras maciças sem preparação prévia;
- existência de uma elevada gama de ampliações (da ordem de milhares de
vezes) e grande profundidade de campo;
- enorme variedade de informações obtidas a partir dos sinais emitidos pela
amostra, de que se salienta a topografia (ou relevo) e a composição (n° atómico
médio) com resolução da ordem dos 10 nm (10 _9 m) e 0.1 mm, respectivamente.
Pormenores sobre a descrição e funcionamento do microscópio electrónico de
varrimento podem- se encontrar em vários artigos de especialidade (e.g.
GOLDSTEIN étal. ,1981; SÁ & BARBEDO de MAGALHÃES, 1982).
Catodoluminescência
Amostra
Raios X
Electrões Secundários
Retrodifundidos
E. Auger
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+ C. Absorvida
E.Retrodifundidos
Raios X
característicos
Raios X-cont r'nuo
Raios X-fluorescência
Figura IX.1 - Esquema das diferentes radiações obtidas pela interacção do
feixe de electrões incidente com a amostra
281

ANEXO X
Composição química de amostras mais sãs
dos granitos do Complexo de Cabeceiras de
Basto

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14.81
1.37
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0,19
0,34
3.23
4,96
0,19
1,19
73.12
0,14
14.87
1.23
003
0,19
0.25
3.20
5.21
0.34
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ANEXO XI
Composição química de amostras alteradas
dos granitos do Complexo de
Cabeceiras de Basto

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ANEXO XII
Teores deSn, Li, W (ppm), F (%) e Au (ppb)
de amostras sãs e alteradas dos granitos do
Complexo de Cabeceiras de Basto

Amostra Grão Sn U W F Au
2 G'f 8 482 2
7 " 28 74 4 0.11

ANEXO XIII
Normas CIPW para os granitos do
Complexo de Cabeceiras de Basto

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QUADROS

CAPITULO I
Quadro 1.1 - Classificação das rochas graníticas da Zona Centro-lbérica, adaptada de PEREIRA
(1987) e FERREIRA et ai. (1987).
CAPÍTULO II
Quadro 11.1 - Principais características petrográficas dos granitos de duas micas do complexo de
Cabeceiras de Basto.
Quadro II.2 - Norma ajustada à composição real dos minerais de amostras representativas das
fácies menos e mais alteradas dos três grupos de rochas graníticas do complexo de Cabeceiras de
basto.
(*) Amostras moscovitizadas
(**) Amostras albitizadas
Quadro II.3 - Possível ordem e tempo relativo de cristalização dos minerais essenciais e
acessórios primários dos granitos em estudo.
Quadro II.4 - Comparação entre as composições normativas ajustadas à composição real dos
minerais das amostras menos alteradas e das amostras moscovitizadas (Moscovit.) e albitizadas (Albit.)
de cada grupo de granitos em estudo.
Quadro II.5 - Composição modal da moscovite secundária resultante da moscovitização do
feldspato potássico, da plagioclase e da biotite, nos três grupos de granitos do complexo de Cabeceiras
de Basto.
CAPÍTULO III
Quadro 111.1 - Composição de biotites primárias dos três grupos de granitos de duas micas do
complexo de Cabeceiras de Basto: cada grupo de biotites da mesma amostra encontra-se disposto por
ordem crescente de evolução (MgO decrescente).
Quadro III.2 - Valores extremos, média e desvio padrão da composição das biotites primárias dos
três grupos de granitos em estudo.
Quadro III.3 - Comparação entre a composição de biotites primárias de amostras menos e mais
evoluídas em cada grupo de granitos em estudo.
Quadro III.4 - Exemplo para comparação entre a composição de uma biotite primária no núcleo e
na periferia de um mesmo cristal.
Quadro III.5 - Composição de biotites em vias de moscovitização nos três grupos de granitos do
maciço granítico de duas micas de Cabeceiras de Basto.
294

Quadro 111.6 - Comparação entre a composição de biotites primárias (a) e em vias de
moscovitização (b).
Quadro III.7 - Comparação entre a composição de biotites primárias e em vias de moscovitização
dos granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto e a composição de biotites aluminosas
do maciço de St. Sylvestre (França) estudadas por FRIEDRICH (1984).
Quadro III.8 - Dados estimados da temperatura de cristalização e da fugacidade de oxigénio das
biotites em estudo em função de XFe a partir do diagrama de estabilidade da biotite à pressão total de
2070 barde WONES e EUGSTER (1965).
Quadro III.9 - Características dos fluidos em equilíbrio com as biotites, estimadas a partir do
método de MUNOZ e LUDINGTON (1974).
a) FeO analisado em concentrados de biotite; b) FeO calculado pelo método de BRUYIN et ai
(1983).
Quadro 111.10 - Composição química e respectiva fórmula estrutural de micas brancas
seleccionadas dos granitos em estudo .
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro; Celad. - %
molécula celadonítica; Paragon. - % de molécula paragonítica; Ml-moscovite primária; Mll-moscovite
secundária; mp- moscovite resultante da plagioclase; mb- moscovite resultante da biotite; int.- moscovite
intersticial
Quadro 111.11 - Composição química e fórmula estrutural de moscovites primárias seleccionadas
dos granitos em estudo.
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro; Celad. - %
molécula celadonítica; Paragon. - % de molécula paragonítica.
Quadro 111.12 - Valores médios do número de iões e de cargas da fórmula estrutural de moscovites
primárias para avaliação da natureza dioctaédrica, segundo os critérios de VELDE (1965).
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro.
Quadro 111.13 - Composição química e fórmula estrutural de moscovites secundárias dos granitos
de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto.
Mil - moscovite secundária; mp - moscovite resultante da moscovitização da plagioclase; mb -
moscovite resultante da moscovitização da biotite; simpl.- moscovite em associações simplectíticas com
o quartzo; Int. - moscovite intersticial; G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g -
granito de grão grosseiro; Celad. - % de molécula celadonítica; Parag. - % de molécula paragonítica.
Quadro 111.14 - Coeficientes de distribuição de Ti, AIVI e XFe para a biotite (Biot.) e moscovite
(Mosc.) primárias coexistentes nos granitos de duas micas da área em estudo.
Amostras: 2, 84 e 113-grão fino; 5 e 79-grão médio; 8,13 e 34-grão grosseiro.
Quadro 111.15 - Composição química média do feldspato potássico de amostras seleccionadas dos
granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro; opt. + -
cristais de sinal óptico positivo.
295

Quadro 111.16 - Tipos de estruturas no feldspato potássico dos granitos em estudo identificadas por
meio de difractometria de raios-X .
D-índice de triclinicidade; T-estado triclínico de elevada triclinicidade; RD-estrutura "randomly
disordered" com estados triclínicos de diversas triclinicidades; t e t1- estados triclínicos de triclinicidade
intermédia, respectivamente mal definidos e razoavelmente definidos; m-estado monoclínico; n-número
de determinações de D por amostra; s-desvio-padrão.
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro.
Quadro 111.17 - Composição química média da plagioclase de amostras seleccionadas dos granitos
de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro.
Quadro 111.18 - Propriedades físicas do zircão e da monazite determinantes na separação
electromagnética: densidade, constante dieléctrica e susceptibilidade magnética.
Quadro 111.19 - Exemplo das etapas de separação electromagnética a partir de um concentrado
contendo ilmenite, zircão, monazite, anatase e apatite.
Quadro III.20 - Parâmetros geométricos, calculados por análise quantitativa de imagem, de três
populações de zircão dos granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto.
Quadro 111.21 - Subtipos de zircões identificados nos granitos em estudo e respectivas formas
simples e índices T e A .
CAPÍTULO IV
Quadro IV. 1 - Composição química em termos de elementos maiores e vestigiais de amostras
menos afectadas pelos processos de alteração deutérica representativas dos granitos de duas micas do
complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro; STR-somatório
dos elementos de terras raras.
Quadro IV.2 - Gama de variação dos valores das razões K/Rb e K/Ba nos três grupos de granitos
em estudo.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
CAPÍTULO V
Quadro V.1 - Gama de variação dos teores em Sn, Li, W, F e Au, assim como de parâmetros
indicadores de especialização, de amostras sãs, albitizadas (alb.) e moscovitizadas (mosc).
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grossseiro.
296

Quadro V.2 - Exemplos de parâmetros de especialização metalogénica de granitoides sugeridos
na literatura.
Quadro V.3 - Teores em Au (ppb) determinados em amostras sãs e alteradas dos granitos em
estudo.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grossseiro; alb.albitização;
mp-moscovitização predominantemente da plagioclase; mb-moscovitização da biotite e da
plagioclase.
CAPÍTULO VI
Quadro VI. 1 - Dados isotópicos Rb-Sr para os granitos do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grossseiro.
CAPÍTULO VII
Quadro VI. 1 - Modelo de cristalização fraccionada com base em elementos maiores contidos em
minerais essenciais dos três grupos de granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f-granito degrão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro;
F-percentagem de líquido residual; Sr 2 -somatório do quadrado dos desvios.
Quadro VI.2 - Valores extremos dos coeficientes de distribuição (Kd) de Ba, Sr e Rb para a biotite,
plagioclase e feldspato potássico.
Valores compilados por (a) DIAS (1987) e (b) SEVIGNY et ai. (1989).
Quadro VI.3 - Modelo de cristalização fraccionada com base nos elemntos menores Ba, Sr e Rb
contidos em minerais essenciais dos granitos em estudo.
CL-composição real; CL calc.-composição calculada; Kds compilados por (a) DIAS (1987) e (b)
SEVIGNY era/. (1989).
Quadro VI.4 - Proporções calculadas dos minerais intervenientes na modelização da cristalização
fraccionada.
F-Percentagem de líquido residual; G'f-granito degrão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito
de grão grosseiro.
Quadro VI.5 - Coeficientes de distribuição médios de elementos de terras raras utilizados nos
cálculos (In: DIAS, 1987).
Quadro VI.6 - Comparação entre os valores reais (R) e calculados (C) dos líquidos diferenciados
(representados pelas amostras mais evoluídas) na modelização das terras raras por um processo de
cristalização fraccionada. Composições normalizadas ao condrito C1.
297

FIGURAS

CAPITULO I
Fig. 1.1 - Mapa geológico do Norte de Portugal, segundo dados de FERREIRA et ai. (1987),
modificado por F. NORONHA, com a localização da área estudada:
1 - Formações sedimentares meso-cenozoicas; 2 a 5 - Granitoides hercínicos: 2- granitoides
biotíticos pós-tectónicos; 3-granitoides biotíticos tardi-tectónicos; 4-granitoides de duas micas sin a tarditectónicos;
5-granitoides biotíticos sintectónicos; 6-Complexo polimetamórfico de Bragança e Morais; 7-
Formações metassedimentares; 8-Falha.
Mapa inserido no canto superior direito ilustrando as grandes unidades tectónicas da Península
Ibérica, segundo JULIVERT et ai. (1974) e RIBEIRO et ai. (1979):
I - Zona Cantábrica; II - Zona Asturocidental-Leonesa; III - Subzona da Galiza Média Trás-os-
Montes; IV - Zona Centro-lbérica; V - Zona de Ossa Morena; VI - Zona Sul-Portuguesa.
CAPITULO III
Fig. 111.1 - "Plano ideal da biotite", AI VI em função de (Mg/Mg+Fe 2+ ).
An=anite; Flog=flogopite; AI-Flog=flogopite aluminosa; Al-An=anite aluminosa; Sid=siderofilite;
K2(Mg4AI2)(AI4SÍ402o)(OH)4=estonite (pela antiga nomenclatura). In: GUIDOTTI (1984).
Fig. III.2 - Substituição fengítica "inversa" na biotite: diagrama AI IV em função de Al vl +2+2Ti.
Fig. III.3 - Diagrama AI VI em função do somatório dos iões em posição octaédrica.
Fig. III.4 - Diagrama XFe em função de AI VI .
Fig. III.5 - Diagrama Al total em função da razão (AI V, /AI IV ).
Fig. III.6 - Posicionamento das biotites dos três grupos de granitos de duas micas em estudo no
diagrama Al total em função de Mg (NACHIT et ai., 1985).
Fig. III.7 - Evolução da composição da biotite no seio de cada um dos três grupos de granitos em
estudo, em termos de Al total em função de Mg.
a) - Evolução nos granitos de grão fino G'f); b) - evolução nos granitos de grão médio (G'm); c) -
evolução nos granitos de grão grosseiro (G'g); d) - exemplo para as biotites dos granitos G'm, mostrando
a evolução desde biotites primárias em amostras menos evoluídas (-evol.) passando por biotites
primárias em amostras mais evoluídas (+evol.) e em vias de moscovitização (bi m) culminando em
moscovites secundárias (Mosc II).
Fig. Ill 8 - Composição média das biotites dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto no
diagrama Fe 3+ -Fe 2+ -Mg de WONES e EUGSTER (1965). FeO analisado em concentrados de biotite.
Fig. III.9 - Diagrama de estabilidade da biotite em função da fugacidade de oxigénio e da
temperatura à pressão total de 2070 bar (WONES e EUGSTER, 1965). Posicionamento da composição
das biotites em estudo em termos de XFe. FeO analisado em concentrados de biotite.
299

Fig. 111.10 - Composições extremas das biotites dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto
no diagrama Fe 3+ -Fe 2+ -Mg de WONES e EUGSTER (1965). Domínio das composições médias
representado a tracejado. FeO calculado pelo método de BRUYIN et ai. (1983).
Fig. 111.11 - Diagrama de estabilidade da biotite em função da fugacidade de oxigénio e da
temperatura à pressão total de 2070 bar (WONES e EUGSTER, 1965). Posicionamento da composição
das biotites em estudo em termos XFe. FeO calculado pelo método de BRUYIN et ai. (1983).
FIG. 111.12 - Distribuição das micas brancas primárias (a) e secundárias (b) no diagrama Ti-Mq-Na
de MILLER et ai. (1981).
a) - Moscovites primárias (Ml); b) - moscovites secundárias (Mil); mb- moscovite proveniente da
biotite; mp - moscovite resultante da plagioclase; m int - moscovite intersticial; m simp - moscovite em
associação simplectítica.
Fig. 111.13 - Distribuição das micas brancas primárias (a) e secundárias (b) no diagrama Si-Alt-
Outros (Mg+Mn+Fe+Ti) de MILLER et ai. (1981).
Fig. 111.14 - Contribuição das moléculas celadonite e paragonite na estrutura das moscovites
primárias dos três grupos de granitos em estudo.
a) Granito de grão fino, G'f; b) granito de grão médio, G'm; c) granito de grão grosseiro, G'g.
Fig. 111.15 - Variação do teor de TIO2 com a percentagem de molécula celadonítica em moscovites
primárias dos três grupos de granitos do complexo em estudo.
Simbologia como na figura 111.14.
Fig. 111.16 - Diagrama Al lv =/(Al vl -2+2Ti) - Substituição fengítica.
Área a ponteado: domínio das moscovites primárias em estudo.
Simbologia como na figura 111.14.
Fig. 111.17 - Diagrama Mg=/(Si-6+Ti) - Substituição em posição octaédrica .
Área a ponteado: domínio das moscovites primárias em estudo.
Simbologia como na figura 111.14.
Fig. Ill 18 - Diagrama (Mg, Fet)=/(Si-6+Ti) - Substituição em posição octaédrica e estimativa
gráfica de Fe 3+ das moscovites primárias em estudo.
Simbologia como na figura 111.14.
Fig. 111.19 - Contribuição das moléculas celadonite e paragonite na estrutura das moscovites
secundárias dos três grupos de granitos em estudo.
a) Moscovite resultante da plagioclase (incluem-se dois exemplos de moscovite intersticial,
Mil int);b) moscovite resultante da biotite.
Legenda como no quadro 111.13.
Fig. III.20 - Variação do teor de Ti02 com a percentagem de molécula celadonítica em moscovites
secundárias dos três grupos de granitos em estudo.
Legenda como na figura 111.19.
300

Fig. 111.21 - Diagrama Al lv =/(Al vl -2+2Ti) - Substituição fengítica.
Área a ponteado: domínio das moscovites secundárias em estudo.
Legenda como na figura 111.19.
Fig. III.22 - Diagrama Mg=/(Si-6+Ti) - Substituição em posição octaédrica .
Área a ponteado: domínio das moscovites secundárias em estudo.
Legenda como na figura 111.19.
Fig.lll.23 - Diagrama (Mg, Fet)=/(Si-6+Ti) - Substituição em posição octaédrica e estimativa
gráfica de Fe 2+ e Fe 3+ das moscovites secundárias em estudo.
Legenda como na figura 111.19.
Fig. III.24 - Curvas de estabilidade da moscovite, biotite e homblenda e a sua relação com as
curvas de fusão mínima de rochas graníticas (STRONG, 198...)
Mo-moscovite; Bi-biotite; Hb-hornblenda; BEBLIP- curva de fusão de uma composição granítica
contendo os elementos litófilos Be, B, Li e P.
Fig. III.25 - Distribuição de AI VI entre biotite e moscovite primárias coexistentes nos três grupos de
granitos em estudo.
G'f - granito de grão fino; G'm - granito de grão médio; G'g - granito de grão grosseiro.
Fig. III.26 - Distribuição de TÏO2 entre biotite e moscovite primárias coexistentes nos três grupos
de granitos de duas micas do complexo de Cabeceiras de Basto.
Mesma simbologia da Fig. III.25.
Fig. III.27 - Distribuição de XFe entre biotite e moscovite primárias coexistentes nos três grupos de
granitos em estudo.
Mesma simbologia da Fig. III.25.
Fig. III.28 - Variação de Kd (Ti) com os teores de TÍO2 da biotite dos três grupos de granitos em
estudo.
Mesma simbologia da Fig. III.25.
Fig. III.29 - Variação de Kd (Ti) com os teores de TÍO2 da moscovite primária dos três grupos de
granitos em estudo.
Mesma simbologia da Fig. III.25.
Fig. III.30 - Localização da composição do feldspato potássico dos granitos em estudo no
diagrama Or-Ab-An.
Fig. 111.31 - Difractogramas-padrão no intervalo 131-131 do felspato potássico de amostras dos
granitos em estudo.
Explicação dos estsdos estruturais no texto.
An.
Fig. III.32 - Localização da composição da plagioclase dos granitos em estudo no diagrama Or-Ab-
301

Fig. 111.33 - Principais tipos e subtipos de zircão considerados na classificação
PUPIN, 1988).
CAPÍTULO IV
Fig. IV. 1 - Variação de óxidos (% em peso) e de elementos menores (ppm) com o parâmetro
B=Fe+Mg+Ti ilustrada para três amostras representativas de cada grupo de granitos do complexo de
Cabeceiras de Basto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV.2 - Tendências evolutivas primárias no diagrama químico-mineralógico duplo Q-F B-F (La
ROCHE, 1964).
Qz - quartzo; Or - feldspato potássico; PI - plagioclase; Mo - moscovite; Bi - biotite. Parâmetros
expressos em milicatiões de cada elemento em 100 gramas de rocha. Descrição do diagrama no texto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV.3 - Diagrama A-B de minerais característicos (DEBON & Le FORT, 1983).
a) - Sectores em que se divide o diagrama (I, II, III, IV, V e VI) e composição dos minerais
característicos ( And - andaluzite; Ap - apatite; Bi - biotite; Cd - cordierite; Cl - clorite; Ct - calcite; Di -
diopsido; Ep - epídoto; Esf - esfena; FK - feldspato potássico; Gr - piralspite; Hb - hornblenda; Hi -
hiperstena; Hm - ilmenite; Mt - magnetite; Mo - moscovite; Ol - olivina; PI - plagioclase; Q - quartzo Sil -
silimanite; Tr - turmalina).
b) - Selecção do domínio peraluminoso e dos principais grupos petrográficos: gr - granito; ad -
adamelito; Associações magmáticas: Alum - aluminosa; Alcaf - alumino-cafémica; Cafem - cafémica.
c) - Carácter aluminoso de amostras mais sãs seleccionadas dos granitos de Cabeceiras de Basto.
Parâmetros expressos em milicatiões de cada elemento em 100 gramas de rocha. Descrição do
diagrama no texto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV.4 - Diagrama químico-mineralógico P^-F^-B-j.
a) - Localização de amostras mais sãs seleccionadas, e de uma amostra moscovitizada para
comparação (16).
b) - Tetraedro Q-P-|-F-|-Bi no qual se exemplifica a redução do efeito da moscovitização
comparando o posicionamento relativo de duas amostras (uma sã, 84, e outra intensamente
moscovitizada, 16) inicialmente no interior do tetraedro e após a projecção na sua base. P^ - plagioclase;
F-|- feldspato potássico;B-|- biotite; Q - quartzo+moscovite. Descrição do diagrama no texto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV-5 - Espectros de terras raras, normalizadas ao condrito C1, de amostras representativas
dos três grupos de granitos em estudo.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
302

Fig. IV-6 - Projecção de amostras sãs (a) e alteradas (b) do complexo granítico de Cabeceiras de
Basto no diagrama Ba-Rb-Sr de EL BOUSEILY & EL SOKKARY (1975). I - granitos fortemente
diferenciados; II - granitos normais; III - granitos anómalos; IV - granodioritos; V - quartzodioritos- VI -
dioritos.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro; alb-amostras
com predomínio de albitização; mp-amostras com moscovitização predominante da plagioclase ; mbamostras
exibindo moscovitização da plagioclase e da biotite.
Fig. 7 - Variação de Ba, Rb e Sr (ppm) com o parâmetro B=Fe+Mg+Ti de amostras seleccionadas
menos afectadas pelos fenómenos de alteração .
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV.8 - Correlações entre os elementos Ba, Rb, Sr e K de amostras seleccionadas menos
afectadas pelos fenómenos de alteração .
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV.9 - Variação das razões K/Rb (a) e K/Ba (b) com o parâmetro B=Fe+Mg+Ti de amostras
seleccionadas menos afectadas pelos fenómenos de alteração .
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV. 10 - Diagramas de óxidos (%) em função do parâmetro B=Fe+Mg+Ti de amostras
moscovitizadas (Mosc.) e albitizadas (Alb.) e sua comparação com amostras menos alteradas (Sã), dos
granitos em estudo.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV.11 - Diagramas de elementos (ppm) em função do parâmetro B=Fe+Mg+Ti de amostras
moscovitizadas (Mosc.) e albitizadas (Alb.) e sua comparação com amostras menos alteradas (Sã), dos
granitos em estudo.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV.12 - Diagramas elementares Ba, Rb, Sr vs. parâmetro B=Fe+Mg+Ti de amostras
albitizadas (alb) e moscovitizadas (mp-moscovitização predominante da plagioclase; mb-moscovitização
da biotite e da plagioclase) dos granitos em estudo. Sua comparação com amostras menos alteradas.
Fig. IV.13 - Tendências evolutivas secundárias no diagrama químico-mineralógico duplo Q-F B-F
(La ROCHE, 1964).
Qz - quartzo; Or - feldspato potássico; PI - plagioclase; Mo - moscovite; Bi - biotite; G - greisen
(fácies resultante da moscovitização de uma associação de feldspatos alcalinos). Explicação do
diagrama no texto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV.14 - Projecção das amostras moscovitizadas (Mosc.) e albitizadas (Alb.) dos granitos de
Cabeceiras de Basto em estudo no diagrama A-B (DEBON & Le FORT, 1983).
A tracejado: domínio das amostras menos alteradas.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
303

Fig. IV. 15 - Diagrama triangular AA-MM-CC ( La ROCHE era/., 1980).
a) - Tetraedro Quartzo - 3 Feldspatos - 3 Micas, em que se seleccionou a projecção dos
feldspatos: albite, ortóclase e anortite a partir do vértice do quartzo sobre o plano de base do tetraedro,
dando lugar ao diagrama AA-MM-CC: AA - albite+anite; Ab - albite; An - anortite; CC -
anortite+flogopite; Cd - cordierite; Est - estonite; Flog - flogopite; G - greisen; I, S - tendências dos
granitos tipo "I" e tipo "S" respectivamente; MM - ortóclase+moscovite; Mo - moscovite; Or - ortóclase;
PE - projecção do cotéctico do sistema haplogranítico para P|_|2cr 5kbar . a partir do plano Q-Ab-Or (P
fusão mínima) até ao plano Q-An-Or (E); Q - quartzo; Sid - siderofilite; SS - quartzo.
b) - Localização de amostras alteradas seleccionadas. Descrição do diagrama no texto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. IV.16 - Representação esquemática da estruturação geoquímica do complexo de Cabeceiras
de Basto e a localização bdos pontos de colheita de amostras para os estudos petrográficos,
mineralógicos e geoquímicos.
CAPÍTULO V
Fig. V.1 - Variação dos elementos Li (a), Sn (b) e W (c) (ppm) com o parâmetro B=Fe+Mg+T de
amostras menos alteradas dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grossseiro.
Fig. V.2 - Variação dos elementos Li (a), Sn (b) e W (c) (ppm) com os teores em F (%) de
amostras menos alteradas dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f-granito de grão fino; G'm-gramto de grão médio; G'g-granito de grão grossseiro.
Fig. V.3 - Comportamento do W com a variação de Sn nos três grupos de granitos em estudo.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grossseiro.
Fig. V.4 - Variação de Li (a), Sn (b) e W (c) (ppm) com o parâmetro B=Fe+Mg+T de amostras
alteradas dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grossseiro; albalbitização;
mp-moscovitização predominantemente da plagioclase; mb-moscovitização da biotite e da
plagioclase.
Fig. V.5 - Variação dos elementos Li (a), Sn (b) e W (c) (ppm) com os teores em F (%) de
amostras alteradas dos granitos do complexo de Cabeceiras de Basto.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grossseiro; albalbitização;
mp-moscovitização predominantemente da plagioclase; mb-moscovitização da biotite e da
plagioclase.
Fig. V.6 - Variação dos teores em Au (ppb) com o parâmetro B=Fe+Mg+Ti de amostras sãs e
alteradas dos granitos em estudo.
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grossseiro; albalbitização;
mp-moscovitização predominantemente da plagioclase.
304

CAPITULO VII
Fig. VII.1 - Distribuição da composição normativa Ab+An, Or e Q dos granitos em estudo e traçado
da curva de fusão mínima do sistema Ab-Or-Q-H20 a pressões PHoO entre 0 5 e 4 kbar (TUTTLE e
BOWEN, 1958; LUTH et ai., 1964).
G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão grosseiro.
Fig. VII.2 - Modelização de terras raras por cristalização fraccionada; a cheio, espectros reais; a
tracejado, espectros calculados; G'f-granito de grão fino; G'm-granito de grão médio; G'g-granito de grão
grosseiro.
Fig. VII.3 - Espectros dos granitos em estudo normalizados ao granito hipotético ORG (Ocean
Ridge Granite), exibindo um padrão coincidente com o dos granitos sincolisionais definidos por
PEARCE era/. (1984).
Fig. VII.4 - Diagrama discriminante Rb vs. Y+Nb (PEARCE et ai., 1984).
Devido à projecção de todas as amostras num campo muito restrito optou-se por utilizar a mesma
simbologia para os três grupos de granitos em estudo.
305

ESTAMPAS

ESTAMPA I
Fotografia 1.
Moscovite com características petrográficas de moscovite primária ligeiramente
deformada. 88 X (NX).
Fotografia 2.
Substituição da biotite por moscovite secundária e aspectos de associações
simplectíticas com o quartzo. 88 X (NX).

ESTAMPA I
1

ESTAMPA II
Fotografia 1.
Moscovitizaçâo da plagioclase ao longo dos planos de clivagem. 88 X (NX).
Fotografia 2.
Albitização do feldspato potássico. 88 X (NX).

ESTAMPA II
as»-*
1

ESTAMPA III
Fotografia 1.
Albitização no contacto entre dois minerais. 88 X (NX).
Fotografia 2.
Albitização do fedspato potássico. Aspectos de pertites de substituição a
atravessarem o plano de macia de Carlsbad. 88 X (NX).

ESTAMPA III
1

Fotografia 1.
Mirmequite. 178 X (NX).
ESTAMPA IV
Fotografia 2.
Diversos aspectos do padrão em xadrez das macias num cristal de microclina,
traduzindo diferentes estados estruturais. 88 X (NX).

ESTAMPA IV
1

ESTAMPA V
Fotografia 1.
Zircões de forma acicular. Reconhecem-se os tipos l_2 e S2 Imagem de electrões
secundários.
Fotografia 2.
Zircões de forma prismática. Tipo S2 dominante. Imagem de electrões secundários.

ESTAMPA V
1

ESTAMPA VI
Fotografia 1.
Zircões subesféricos. Tipo S13 dominante. Imagem de electrões secundários.
Fotografia 2.
Cristal de zircão com aspectos de sobrecrescimento. Detectou-se Al na parte mais
externa. Imagem de electrões secundários.

ESTAMPA VI
1

ESTAMPA VII
Fotografia 1.
Cristal de zircão com aspectos de sobrecrescimento. Detectou-se Hf na parte mais
externa. Imagem de electrões retrodifundidos.
Fotografia 2.
Cristal de zircão com aspecto de sobrecrescimento. Pequena partícula de monazite.
Imagem de electrões retrodifundidos.

ESTAMPA VII
1

CARTA GEOLÓGICA DE PORTUGAL
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IDiSBrtflO 1 , jfmaçio e montagem: Fundação Gome» Teixeira, d'à UnivWSlíiade da Porto
Bise topográfica: Instituto Geogrilico a Cadastral
Impressão: Litografia Tejo em 1992
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