Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra (Vila Nova de Foz Côa) e Barca d'Alva (Figueira de Castelo Rodrigo) Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra

APLITOPEGMATITOS COM ELEMENTOS RAROS DA REGIÃO ENTRE ALMENDRA (V. N. DE FOZ-CÔA) E BARCA D’ALVA (FIGUEIRA DE CASTELO RODRIGO). CAMPO APLITOPEGMATÍTICO DA FREGENEDA-ALMENDRA ROMEU ANDRÉ CARVALHO VIEIRA DISSERTAÇÃO APRESENTADA À UNIVERSIDADE DO PORTO PARA OBTENÇÃO DO GRAU DE DOUTOR EM GEOLOGIA 2010 i APLITOPEGMATITOS COM ELEMENTOS RAROS DA REGIÃO ENTRE ALMENDRA (V. N. DE FOZ-CÔA) E BARCA D’ALVA (FIGUEIRA DE CASTELO RODRIGO). CAMPO APLITOPEGMATÍTICO DA FREGENEDA-ALMENDRA ROMEU ANDRÉ CARVALHO VIEIRA DISSERTAÇÃO PARA OBTENÇÃO DO GRAU DE DOUTOR EM GEOLOGIA UNIVERSIDADE DO PORTO – FACULDADE DE CIÊNCIAS PORTO, 6 DE SETEMBRO DE 2010 ii Título: Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra (V. N. de Foz- -Côa) e Barca D’Alva (Figueira de Castelo Rodrigo). Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra Autor: Romeu André Carvalho Vieira. Orientador Científico: Doutor Alexandre Martins Campos de Lima, Departamento de Geociências, Ambiente e Ordenamento do Território, da Faculdade de Ciências, da Universidade do Porto. Co-orientador Científico: Doutora Encarnación Roda-Robles, Departamento de Mineralogia e Petrologia, da Universidade do País Basco, Bilbau, Espanha. Constituição do júri das provas de doutoramento: Presidente Doutor Fernando Manuel Pereira de Noronha, Professor Catedrático da Faculdade de Ciências da Universidade do Porto (por subdelegação do Director da FCUP). Vogais Doutor Fernando Manuel Pereira de Noronha, Professor Catedrático da Faculdade de Ciências da Universidade do Porto (arguente); Doutor António Manuel Nunes Mateus, Professor Catedrático da Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa (arguente); Doutor Alfonso Pesquera Perez, Professor Catedrático na Universidade do País Basco, Bilbau, Espanha; Doutora Maria Elisa Preto Gomes, Professora Associada com Agregação da Universidade de Trás-os-Montes e Alto Douro; Doutor Alexandre Martins Campos de Lima, Professor Auxiliar da Faculdade de Ciências da Universidade do Porto; Doutora Encarnación Roda-Robles, Professora Titular na Universidade do País Basco, Bilbau, Espanha; Este trabalho foi reconhecido com o título de Doutoramento Europeu, com os pareceres favoráveis: Doutora Mª Mercedes Fuertes-Fuente, Professora Titular no Departamento de Geologia, da Universidade de Oviedo, Espanha; Doutor Gaston Giuliani, Director do grupo de Petrologia do Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques-CNRS, Nancy, França. Este trabalho foi financiado pela Fundação para a Ciência e a Tecnologia(POCTI-FSE), no âmbito da bolsa de doutoramento com a referência: SFRH/BD/16911/2004. iii “Não me esqueci de nada, mãe. Guardo a tua voz dentro de mim…” i v v AGRADECIMENTOS A Geologia leva tempo, mas estes seis anos passaram a voar! Durante esta etapa tão importante da minha vida, muito para além de me realizar profissionalmente, amadureci o meu interesse por esta Ciência. Foram seis anos românticos, de fins de tardes quentes e solitárias, de um silêncio absoluto, de uma paisagem que se entranha, porque o Douro tem esse encanto. Mas não foi um percurso solitário, longe disso. Foi um período recheado de gente. E é a esses, que acreditaram, que me apoiaram, que me ajudaram e fizeram este projecto possível, que quero deixar aqui expressa a minha gratidão. Em primeiro lugar quero agradecer aos meus orientadores científicos. Ao Doutor Alexandre Lima, pelas oportunidades e crença dos últimos 10 anos. Pela amizade, pelo apoio e pelo conhecimento que me transmitiu. À Doutora Encarnación Roda-Robles, que este projecto de doutoramento me deu o imenso prazer de conhecer, agradeço a confiança, a amizade, a preocupação e o todo o saber que me passou. Sem eles não teria tido tanto prazer na elaboração deste trabalho, e ambos têm em mim um amigo para a vida. Não poderia esquecer a minha amiga Tânia Martins. Obrigado por tudo. Trilhámos e cruzámos muitos dos nossos caminhos, e um pedacinho deste trabalho é teu. Aos meus colegas de Doutoramento, com os quais partilhei o meu dia-a-dia, o nosso espaço, as nossas incertezas, mas acima de tudo o bom espírito de companheirismo que conseguimos manter. Ao Professor Fernando Noronha e à Professora Deolinda Flores, na qualidade de Directores do Departamento de Geociências, Ambiente e Ordenamento do Território, da Fac. Ciências da Universidade do Porto, pelas condições e equipamentos disponibilizados para a realização deste projecto. Aproveito ainda para agradecer aos membros, docentes e funcionários, deste Departamento, pela disponibilidade que sempre demonstraram quando solicitados. Quero agradecer ao Centro de Geologia da Universidade do Porto, e ao Professor Fernando Noronha, pelo prazer de poder integrar esta equipa. Não posso também deixar de mencionar as pessoas, as instituições e as empresas que contribuíram para a realização deste projecto. Agradeço ao Francisco Silva o apoio prestado na interpretação e discussão dos dados usados na prospecção geoquímica. xii and are cut by aplite-pegmatites type 9, thus representing an intermediate degree of evolution degree for this type. The metamorphic grade diminishes with the augment of the differentiation degree of the aplite-pegmatite bodies. This evolution is visible in the potassium feldspar and muscovite K/Rb ratio, and in the Fe/Mn ratio of the phosphates. Structural, geochemical, isotopic and modelling data allows considering the studied aplite-pegmatite bodies as a result of different magmatic events, associated with the third phase of the Variscan deformation. Melting of protholits with similar composition of the Xisto-Grauváquico complex might have generated the synto late-D3 Mêda-Penedono-Lumbrales granitic complex. Associated with this event, the quartz-andalusite veins (type 2), and the simple and concordant aplite-pegmatites (type 4) are contemporaneous or younger than the Mêda- -Penedono-Lumbrales granitic complex. Crystal fractionation of a late magmatic melt with similar chemical composition to the Mêda granite generates intragranitic aplite-pegmatites (type 1) and apophyses (type 3). The described aplite-pegmatites (type 1 to type 4) were dated with 300,0 ± 3,5, and 304,8 ± 4,4 Ma. They intrude S3 foliation (N100°-120°E; subvertical) and are related with the polyharmonic folding event and intrusion of the Mêda- -Penedono-Lumbrales granitic complex (311,2 ± 3,7 Ma). Quartz veins with cassiterite (type 11) are considered as the manifestation of the late-D3 Feli granite cupola. The Feli granite does not outcrop and was dated to be 305,0 ± 3,3 Ma old. The more evolved aplite-pegmatite bodies, especially enriched in Li, were dated to be 295,1 ± 4,2 and 296,4 ± 3,5 Ma old. These aplite-pegmatites are intruded in late tectonic NNE-SSW and NE-SW sinistral structures. They should be the product of high degree of crystal fractionation of late orogenic magmas (300 – 280 Ma) that have result from melting of the Xisto-Grauváquico metasedimentary units. It is possible to see the same relationship of Li mineralisation with lateto post-tectonic granitic-pegmatitic systems of the region. The crystal fractionation of melts with similar compositions to these granites, should be the process related to the origin of the aplite-pegmatites with petalite (type 7), spodumene (type 8), “lepidolite” and spodumene (type 9) and “lepidolite” (type 10). xiii ÍNDICE I. INTRODUÇÃO............................................................................................................. 3 I.1. Objectivos.............................................................................................................4 I.2. Enquadramento Geográfico..................................................................................5 I.3. Geomorfologia ......................................................................................................5 I.4. Trabalhos anteriores.............................................................................................7 I.5. Actividades desenvolvidas e metodologias ..........................................................8 I.5.1. Prospecção e cartografia...............................................................................8 I.5.2. Análises de microssonda electrónica...........................................................11 I.5.3. Separação dos concentrados de moscovite................................................13 I.5.4. Técnicas analíticas para ICP-MS.................................................................13 I.5.5. Técnicas analíticas aplicadas na datação isotópica 40Ar*/39Ar ....................14 II. PEGMATITOS. SÍNTESE TEMÁTICA...................................................................... 17 II.1. Classificação dos pegmatitos ............................................................................18 II.2. Morfologia e estrutura interna............................................................................ 22 II.3. Distribuição espacial.......................................................................................... 23 II.4. Relação com rocha encaixante .........................................................................25 II.5. Pressão e Temperatura de cristalização ...........................................................27 II.6. Génese pegmatítica........................................................................................... 28 II.6.1. Origem dos magmas pegmatíticos: Magmática vs. Anatética.................... 29 II.6.2. Modelo de Jahns & Burnham (1969) .......................................................... 30 II.6.3. Voláteis e fundentes – agentes de fluxo.....................................................30 II.6.4. Inclusões Fluidas e “Melt Inclusions” – Miscibilidade vs. Imiscibilidade ..... 31 II.6.5. “Constitutional zone-refining”......................................................................32 II.6.6. Tempo de cristalização...............................................................................34 II.6.7. Texturas pegmatíticas.................................................................................36 II.6.8. Gel silicatado ..............................................................................................37 III. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO ........................................................................ 41 III.1. Estratigrafia....................................................................................................... 41 III.1.1. Complexo Xisto-Grauváquico – Grupo do Douro ...................................... 42 III.1.2. Ordovícico..................................................................................................45 III.2. Tectónica e Estrutura........................................................................................ 47 III.3. Magmatismo e Rochas Magmáticas associadas.............................................. 50 III.3.1. Complexo Granítico de Mêda–Penedono–Lumbrales (CGML) ................. 52 III.3.2. Granito de Saucelle (SC)........................................................................... 55 III.3.3. Granito não aflorante de Feli (F)................................................................ 55 xi v III.3.4. Filões e Massas.........................................................................................56 III.4. Metamorfismo................................................................................................... 57 III.5. Metalogénese e Recursos Minerais .................................................................59 IV. OS FILÕES DA FREGENEDA-ALMENDRA........................................................... 65 IV.1. Caracterização e classificação dos filões......................................................... 65 IV.1.1. Filões aplitopegmatíticos intragraníticos –T1 ............................................ 68 IV.1.2. Filões de quartzo e andaluzite – T2 .......................................................... 68 IV.1.3. Filões e apófises aplitopegmatíticas – T3 ................................................. 68 IV.1.4. Filões aplitopegmatíticos simples concordantes – T4...............................69 IV.1.5. Filões aplitopegmatitos com feldspato potássico – T5..............................69 IV.1.6. Filões aplitopegmatíticos simples discordantes – T6 ................................ 71 IV.1.7. Filões aplitopegmatíticos com petalite – T7 ..............................................71 IV.1.8. Filões aplitopegmatíticos com espodumena – T8..................................... 73 IV.1.9. Filões aplitopegmatíticos com “lepidolite” e espodumena – T9................. 75 IV.1.10. Filões aplitopegmatíticos com “lepidolite” – T10 .....................................77 IV.1.11. Filões de quartzo com cassiterite – T11..................................................77 IV.1.12. Discussão................................................................................................79 IV.2. Aspectos petrográficos e texturais ...................................................................81 IV.2.1. Bandado aplitopegmatítico........................................................................81 IV.2.2. “Comb-structure” ....................................................................................... 85 IV.2.3. Texturas granofíricas – pegmatito gráfico e mirmequites.......................... 85 IV.2.4. “Exsoluções” pertíticas.............................................................................. 87 IV.2.5. Texturas de deformação............................................................................89 IV.2.6. Discussão..................................................................................................89 V. MINERALOGIA ........................................................................................................95 V.1. Feldspatos.........................................................................................................95 V.1.1. Petrografia..................................................................................................96 V.1.2. Composição química..................................................................................97 V.1.3. Discussão.................................................................................................104 V.2. Micas...............................................................................................................109 V.2.1. Petrografia................................................................................................110 V.2.2. Composição química................................................................................111 V.2.3. Mecanismos de substituição .................................................................... 123 V.2.4. Discussão.................................................................................................125 V.3. Aluminossilicatos de lítio – petalite, espodumena e eucriptite ........................ 128 V.3.1. Petrografia................................................................................................129 V.3.2. Geoquímica.............................................................................................. 130 x v V.3.3. Discussão.................................................................................................133 V.4. Turmalina ........................................................................................................136 V.4.1. Petrografia................................................................................................137 V.4.2. Geoquímica.............................................................................................. 138 V.4.3. Mecanismos de substituição .................................................................... 144 V.4.4. Discussão.................................................................................................148 V.5. Fases minerais fosfatadas............................................................................... 150 V.5.1. Apatite ......................................................................................................152 V.5.2. Fosfatos de Fe-Mn ................................................................................... 153 V.5.3. Fosfatos de Al...........................................................................................159 V.5.4. Discussão.................................................................................................162 V.6. Óxidos de Nb-Ta-Sn........................................................................................165 V.6.1. Grupo da columbite-tantalite .................................................................... 166 V.6.2. Cassiterite ................................................................................................178 V.6.3. Discussão.................................................................................................185 V.7. Outros minerais............................................................................................... 188 V.7.1. Andaluzite................................................................................................. 188 V.7.2. Granada ...................................................................................................189 V.7.3. Discussão.................................................................................................191 VI. DISCUSSÃO .........................................................................................................195 VI.1. Os granitos da região..................................................................................... 195 VI.2. O campo filoniano ..........................................................................................199 VI.3. Mineralogia, geoquímica mineral e sequência evolutiva................................ 201 VI.4. Dados geocronológicos..................................................................................205 VI.5. Modelo petrogenético..................................................................................... 210 VI.6. Conclusões..................................................................................................... 215 VII. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS..................................................................... 219 Anexo A. Resultados de geoquímica mineral.............................................................249 Anexo B. Dados de geocronologia isotópica 40Ar*/39Ar .............................................. 269 Anexo C. Mapa Geológico do Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra....275 xvi xvii ÍNDICE DE FIGURAS Figura I.1. Mapa de estimação da anomalia em Li, para a região de Almendra-Barca D’Alva, campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra......................... 10 Figura II.1. Campos de P-T para as cinco classes de pegmatitos graníticos............... 20 Figura II.2. Zonamento regional de pegmatitos da família LCT....................................24 Figura II.3. Esquema de distribuição espacial de pegmatitos ......................................26 Figura II.4. Campos de estabilidade dos aluminossilicatos de lítio no sistema LiAlSiO4– –SiO2–H2O. .................................................................................................28 Figura II.5. Esquema descritivo do mecanismo de "constitutional zone-refining" ........33 Figura III.1. Enquadramento geológico do campo aplitopegmatítico da Fregeneda- -Almendra.. .................................................................................................42 Figura III.2. Subdivisão zonal da Cadeia Varisca Ibérica, à esquerda; à direita, estruturas Variscas maiores da Península Ibérica.......................................................47 Figura III.3. Esquema temporal dos principais eventos de deformação durante o ciclo Varisco na Península Ibérica . .................................................................... 49 Figura III.4. Relação dos granitóides sin-orogénicos de duas-micas, sina tardi-D3, com as zonas de cisalhamento dúctil do Norte da ZCI.......................................52 Figura III.5. Representação esquemática da recristalização metamórfica e evolução das isogeotermas durante os episódios principais da orogenia Varisca, na região de Almendra-Barca D’Alva.......................................................................... 58 Figura IV.1. Mapa geológico simplificado do campo aplitopegmatítico da Fregeneda- -Almendra. ..................................................................................................66 Figura IV.2. Filão de quartzo e andaluzite (T2) concordante, segundo N110°, com os xistos mosqueados andaluzíticos da formação do Pinhão. Lugar de Vales, Escalhão, Portugal......................................................................................70 Figura IV.3. Filão aplitopegmatítico simples do tipo 4, concordante com os metassedimentos da formação da Desejosa. Lugar de Vau, Escalhão, Portugal....................................................................................................... 70 Figura IV.4. Filão aplitopegmatítico do tipo 5 – especialmente rico em feldspato potássico. Lugar de Vau, Escalhão, Portugal. ........................................... 70 Figura IV.5. Filões aplitopegmatíticos simples discordantes do tipo 6. À esquerda afloramento N030°E dos filões sub-verticais, e à direita o mesmo filão a cortar quase ortogonalmente os metassedimentos N110°E da formação da Desejosa. Lugar de Vau, Escalhão, Portugal..................................................................72 xviii Figura IV.6. Filão petalítico (tipo 7) da mina da Bajoca, Almendra, Portugal, em Maio de 2005............................................................................................................ 72 Figura IV.7. Filões aplito-pegmatíticos com petalite do Pombal, Escalhão, Portugal... 72 Figura IV.8. Agregado de cristais de petalite com albite. Pombal, Portugal. ............74 Figura IV.9. Zona rica em cristais de petalite. É possível distinguir uma clivagem perfeita segundo {001}, em associação com feldspatos alcalinos. Pombal, Escalhão, Portugal.................................................................................... 74 Figura IV.10. Filão aplitopegmatítico do tipo 8 (espodumena), da mina de Alberto, La Fregeneda, Espanha, em Maio 2010. .....................................................74 Figura IV.11. Espodumena + quartzo (SQUI). Filão aplitopegmatítico (tipo 8) da mina de Alberto, La Fregeneda, Espanha............................................................... 76 Figura IV.12. Agregado cristalino de SQUI (espodumena + quartzo) típico dos filões com espodumena (tipo 8). Lugar de Vau, Escalhão, Portugal. .......................... 76 Figura IV.13. Aspecto bandado do filão aplitopegmatítico do tipo 9 (“lepidolite” + + espodumena) da mina Feli, La Fregeneda, Espanha.............................. 76 Figura IV.14. Cristais de espodumena alterados associados a moscovite-litinífera e a feldspatos potássicos cinzentos no filão aplitopegmatítico da Mina Feli (tipo 9). La Fregeneda, Espanha. ............................................................................78 Figura IV.15. Bandado de filão aplitopegmatítico do tipo 10 (“lepidolite”). Bandas de quartzo e moscovite-litinífera a alternar com bandas de feldspatos e quartzo. Almendra, Vila Nova de Foz-Côa, Portugal. ............................................... 78 Figura IV.16. Filão de quartzo com cassiterite (tipo 11) apresentando quartzo nas zonas internas, com cassiterite e moscovite na zona intermédia e de contacto, respectivamente. Mina Feli, La Fregeneda, Espanha.................................78 Figura IV.17. Crescimento perpendicular ao contacto com rocha encaixante de cristais de petalite e feldspato. Pombal, Escalhão, Portugal. ............. 88 Figura IV.18. Mirmequite em filão do tipo 7 (petalite). Lugar de Vales, Escalhão, Portugal. (Nicóis cruzados)..........................................................................................88 Figura IV.19. Manchas pertíticas em feldspato potássico, típico dos filões intragraníticos (T1). Chãs, Portugal. (Nicóis cruzados)......................................................... 88 Figura IV.20. Cristal de plagioclase com efeitos de deformação num filão aplitopegmatítico do tipo 6 (simples discordante). Escalhão, Portugal. (Nicóis cruzados). ....................................................................................................90 Figura IV.21. Grão de moscovite com “kinking” em filão aplitopegmatítico simples concordante do tipo 6. Chãs, Portugal. (Nicóis cruzados).......................... 90 xix Figura V.1. Projecção das percentagens moleculares dos componentes ortose (Or) – albite (Ab) – anortite (An) do feldspato potássico, com base nas proporções catiónicas de K, Na e Ca, respectivamente. ............................................... 98 Figura V.2. Razão K/Rb vs. Rb para o feldspato potássico dos filões aplitopegmatíticos mineralizados em lítio. ..............................................................................103 Figura V.3. Projecção das percentagens moleculares dos componentes ortose (Or) – albite (Ab) – anortite (An) da plagioclase, com base nas proporções catiónicas de K, Na e Ca, respectivamente. ..............................................................104 Figura V.4. (a) Gráfico (Fe + Mn + Ti) - VIAl vs. Mg - Li (Tischendorf et al., 1997); e, (b) pormenor dessa representação gráfica, para as micas associadas aos diferentes tipos de granitos e filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda- -Almendra. ................................................................................................112 Figura V.5. Representação da concentração dos elementos traço nas micas dos granitos e filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra.................. 121 Figura V.6. Terras raras das micas dos granitos e filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra, normalizadas ao Condrito CI (McDonough & Sun, 1995).........................................................................................................122 Figura V.7. Representação gráfica do (a) Al vs. Fe + Mg + Mn (F wt% < 1); (b) Si + Li vs. Al; e , (c) Li vs. VIAl + VI vac, para as micas associadas aos diferentes filões e granitos do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra.. .............. 124 Figura V.8. Petalite (pet) exibindo fracturação e extinção ondulante, com alteração para cookeite (ckt), ao longo dos planos de clivagem. Mina da Bajoca (tipo 7), Almendra, Portugal. (Nicóis cruzados). ........................................................129 Figura V.9. Intercrescimento de espodumena + quartzo, no filão do tipo 8 de Vau, Escalhão, Portugal. (Nicóis cruzados)........................................................................... 131 Figura V.10. Petalite (pet) intercristalina, entre cristais de espodumena (spd) e quartzo (qtz), com alteração para cookeite (ckt). Filões do tipo 8 de Vau, Escalhão, Portugal. (Nicóis cruzados)........................................................................................131 Figura V.11. Intercrescimento de espodumena e quartzo (SQUI) com aproximadamente 20 cm, em associação com agregado de cristais de petalite (pet), numa matriz aplítica. Bloco proveniente do desmonte do filão. Mina de Alberto (tipo 8), La Fregeneda, Espanha. ................................................................................. 131 Figura V.12. Evolução inferida da temperatura e pressão (setas), para a cristalização dos filões com aluminossilicatos de lítio, do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra................................................................................ 133 xx Figura V.13. Composição química das turmalinas do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Diagramas ternários (a) (Na + K) – Ca – vac (X), e (b) Fe2+3 – Li1,5Al1,5 – Mg3 (Hawthorne & Henry, 1999); (c) quadrilátero da variação das razões Mg/(Mg + Fe) vs. vac (X)/[vac (X) + Na]. (vac = lacuna)........139 Figura V.14. Diagramas (a) Fe–Al–Mg e (b) Fe–Ca–Mg da turmalina dos filões e respectiva rocha encaixante do campo aplitopegmatítico da Fregeneda- -Almendra (Henry & Guidotti, 1985).......................................................... 145 Figura V.15. Diagrama R3+ vs. (R + R2+) da turmalina (a) dos filões, e (b) respectiva rocha encaixante do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra............ 145 Figura V.16. Variação de Al vs. vac (X) na turmalina: (a) dos filões e granito, e (b) da rocha encaixante, campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra......146 Figura V.17. Gráficos de variação (a) Mg vs.Fe, e (b) Al(Z) + Al(Y) vs. (Fe + Mg + Mn) da turmalina do granito e filões (à esquerda) e respectiva rocha encaixante (à direita) do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. ................. 147 Figura V.18. Cristal subédrico de wyllieite verde (wyll), parcialmente ou totalmente substituída por rosemaryite amarela (rsm). ............................................155 Figura V.19. Imagem BSE dum cristal de montebrasite (mbs), com halo de alteração complexo, constituído por crandalite, apatite e minerais de argila. ..........162 Figura V.20. Diagrama (Sn, Ti, W) - (Nb, Ta) - (Fe, Mn) dos óxidos de Nb-Ta-Sn do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra, para: (a) minerais do grupo da columbite-tantalite; e, (b) cassiterite.. .................................................165 Figura V.21. Imagem BSE de inclusão de ferrocolumbite na cassiterite, com zonamento oscilatório inverso, num filão do tipo 7........................................................168 Figura V.22. Imagem BSE de um cristal subédrico de ferrocolumbite disseminado, com zonamento oscilatório inverso, parcialmente afectado por enriquecimento tardio em Ta2O5 (32,04 wt%) nas margens e parte da zona central.........168 Figura V.23. Imagem BSE de inclusão de ferrocolumbite (ponto 46) em cassiterite, com desenvolvimento de zonamento convoluto nas zonas mais claras.........168 Figura V.24. Cristais de ferrocolumbite, de um filão do tipo 7, associados a cassiterite (cst). Um deles parcialmente incluso, com zonamento progressivo inverso (Nicóis paralelos).. ....................................................................................169 Figura V.25. Quadrilátero Ta/(Ta + Nb) vs. Mn/(Mn + Fe) para os minerais do grupo da columbite-tantalite dos filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda- -Almendra.. ...............................................................................................171 xxi Figura V.26. Cristal de ferrocolumbite, com zonamento oscilatório na extremidade da direita, exibindo efeitos de corrosão e desenvolvimento de zonamento convoluto, do centro para a esquerda.......................................................175 Figura V.27. Quadrilátero Ta/(Ta + Nb) vs. Mn/(Mn + Fe) para os minerais do grupo da columbite-tantalite dos filões com petalite (pontos azuis) do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra...............................................176 Figura V.28. Correlações lineares entre (a) Mn vs. Fe, e (b) Ta vs. Nb, indicativas de trocas covalentes entre Fe ↔ Mn e Nb ↔ Ta; e, (c) diagrama representativo do principal mecanismo de incorporação do Ti e Sn na estrutura dos minerais do grupo da columbite-tantalite do campo aplitopegmatítico da Fregeneda- -Almendra.. ...............................................................................................177 Figura V.29. Imagem BSE de grãos de cassiterite dispersos, em matriz aplítica, dos filões do tipo 6 (simples discordantes)......................................................181 Figura V.30. Grão de cassiterite de filão do tipo 7, com zonamento entre áreas proporcionalmente mais ricas em Ta que Nb (claras, rosa ténue) e áreas proporcionalmente mais ricas em Nb (escuras, caramelizado).. .............. 181 Figura V.31. Imagem BSE de pequeno cristal euédrico de cassiterite, típico dos filões do tipo 10 (“lepidolíticos”)............................................................................... 181 Figura V.32. Covariância dos valores de (Nb + Ta) vs. (Fe + Mn) na cassiterite dos filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. .............................182 Figura VI.1. Granitos envolventes ao campo aplitopegmatítico Fregeneda-Almendra.....196 Figura VI.2. Sobreposição da superfície de tendência anómala em Li sobre o mapa geológico do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra.............. 197 Figura VI.3. Razão K/Rb vs. Rb (a) na microclina (dados obtidos por microssonda electrónica), e (b) nas micas (dados obtidos por ICP-MS), dos filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra...............................................202 Figura VI.4. Trajectórias definidas nos gráficos Li vs. Ba e Rb vs. Ba pela cristalização fraccionada dos fundidos graníticos (linhas tracejadas entre os granitos) gerados após a fusão de metassedimentos do CXG (linhas contínuas entre CXG)......................................................................................................... 212 Figura da capa: pilha de seixos rolados com aplitopegmatito “lepidolítico”. Introdução 3 I. INTRODUÇÃO O projecto de doutoramento intitulado “Aplitopegmatitos com elementos raros da região entre Almendra (V. N. de Foz-Côa) e Barca D’Alva (Figueira de Castelo Rodrigo). Campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra”, não é mais do que a continuidade de um trajecto de algumas décadas, em que o agora Departamento de Geociências, Ambiente e Ordenamento do Território, da Faculdade de Ciências, da Universidade do Porto, assim como o Centro de Geologia da mesma Universidade, tem dedicado ao estudo, entre outras, das mineralizações de elementos raros (e.g., Sn, W e Li) associadas a granitos e aplitopegmatitos, nomeadamente através de trabalhos de autores como, por exemplo: Cotelo Neiva (1944a, b, c), Neiva (1977), Noronha (1983, 1987), Dória et al. (1989), Noronha & Charoy (1991), Charoy et. al. (1992, 2001), Almeida (1994), Lima (2000), Lima et al. (2003a, b, c, 2010), Noronha et al. (2006), Rodrigues (2008) e Martins (2009), só para citar alguns. São muitos os autores que dedicaram e se devotam ao estudo das mineralizações de elementos raros associados a sistemas graníticos portugueses. Entre eles, e omitindo-se decerto outros tantos: Cotelo Neiva (2006), Torre de Assunção (1954), Neves (1960, 1962), Maijer (1965), Thadeu (1973), Neiva (1995, 2008), Schermerhorn (1981), Derré et al. (1982), Leal Gomes (1994), Gomes (1996), Ramos (1998), Gomes & Neiva (2002, 2010), Silva et al., (2007), Neiva et al. (2008, 2010) e Antunes et al. (2010). Outros serão referidos ao longo do documento. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 4 A área de Almendra-Barca D’Alva (AB) – sector ocidental do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra (FA) – enquadra-se na “Província metalogenética estano-tungstífera Ibérica”, definida por Cotelo Neiva em 1944c, segundo o alinhamento transversal W > Sn, banda III de Derré (1982). É uma região de elevado potencial metalogenético, como são exemplo as mineralizações de Sn (cassiterite), W (scheelite e volframite) e Li (petalite, espodumena e lepidolite), até aos recursos não- -metálicos para a indústria da cerâmica e do vidro (quartzo e feldspato). Assim, em 2004, e após o trabalho desenvolvido por Almeida (2003) no filão aplitopegmatítico da Bajoca (Almendra), tornou-se evidente a necessidade de aprofundar o conhecimento a nível regional dos aplitopegmatitos com mineralização em elementos raros. Trabalhos anteriores, como os de Charoy & Noronha (1999), Gaspar (1997) e Nitschke (1999) abordaram estas mineralizações de forma localizada, restrita a algumas ocorrências, nomeadamente aos filões mineralizados em “lepidolite”*. I.1. OBJECTIVOS Este projecto de doutoramento foi submetido com o intuito de contribuir e aprofundar o conhecimento dos recursos aplitopegmatíticos com elementos raros Ibéricos, nomeadamente da área de Almendra-Barca D’Alva (NE Portugal). O contributo para esse conhecimento passou pela prospecção, cartografia, caracterização estrutural, petrográfica, mineralógica, geoquímica e isotópica. No âmbito dos resultados obtidos, espera-se contribuir também para a compreensão da petrogénese dos filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda- -Almendra, assim como lançar bases para trabalhos futuros. * O termo “lepidolite” será usado neste trabalho como referência à moscovite-litinífera de cor lilás, com composição próxima do termo trilitionite. Introdução 5 I.2. ENQUADRAMENTO GEOGRÁFICO A região de Almendra-Barca D’Alva (AB), campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra (FA), situa-se na zona de transição entre o planalto Beirão e o Alto Douro (NE de Portugal), no limite entre os distritos da Guarda e de Bragança, concelhos de Vila Nova de Foz-Côa e Figueira de Castelo Rodrigo. O campo aplitopegmatítico estende-se para leste, em direcção a Espanha, para as povoações de La Fregeneda e Hinojosa del Duero (Salamanca). Grande parte da área abrangida neste estudo enquadra- -se nos limites dos parques naturais do Douro Internacional e Arribes del Duero. O rio Águeda divide o campo da FA ao meio, entre Portugal e Espanha, com o rio Douro a marcar o limite norte da área estudada. As principais vias de acesso à região são estradas nacionais. A principal via é a estrada nacional N221, que liga Figueira de Castelo Rodrigo a Freixo de Espada-à-Cinta, passando por Barca D’Alva. Esta via conecta em Figueira de Castelo Rodrigo com a estrada nacional N332, que faz ligação com a A25 (E80). Outra via possível é a N102 (IP2).Vindo de norte, por Vila Flor, seguir pela N102 até Torre de Moncorvo, e seguir em direcção a Barca D’Alva por Ligares. De Sul, desde Celorico da Beira, seguir na N102 através de Trancoso, até Vila Nova de Foz-Côa, e apanhar a N222 para Almendra. Através da ponte internacional sobre o rio Águeda, em Barca D’Alva, toma-se o caminho CL517, que liga a Lumbrales, em direcção, quer a La Fregeneda, quer a Hinojosa del Duero. A linha do Douro, com término actual no Pocinho, prolonga-se até Barca D’Alva, onde fez em tempos a ligação ferroviária com Espanha. Actualmente, após a chegada ao Pocinho, o restante percurso é realizado por serviço rodoviário, através de Vila Nova de Foz-Côa, Figueira de Castelo Rodrigo, Escalhão e finalmente Barca D’Alva. O leito do rio Douro é navegável, desde o Porto até Barca D’Alva, com dois cais fluviais, um em território nacional e um outro no lado Espanhol. I.3. GEOMORFOLOGIA “… Vê-se primeiro um mar de pedras. Vagas e vagas sideradas, hirtas e hostis, contidas na sua força desmedida pela mão inexorável dum Deus criador e dominador. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 6 Tudo parado e mudo. Apenas se move e se faz ouvir o coração no peito, inquieto, a anunciar o começo duma grande hora…”. “… A gente entra, e já está no Reino Maravilhoso… Um mundo! Um nunca acabar de terra grossa, fragosa, bravia, que tanto se levanta a pino num ímpeto de subir ao céu, como se afunda nuns abismos de angústia, não se sabe por que telúrica contrição. Terra-Quente e Terra-Fria. Léguas e léguas de chão raivoso, contorcido, queimado por um sol de fogo ou por um frio de neve. Serras sobrepostas a serras. Montanhas paralelas a montanhas. Nos intervalos, apertados entre os rios de água cristalina, cantantes, a matar a sede de tanta angústia. E de quando em quando, oásis da inquietação que fez tais rugas geológicas, um vale imenso, dum húmus puro, onde a vista descansa da agressão das penedias. Mas novamente o granito protesta. Novamente nos acorda para a força medular de tudo. E são outra vez serras, até perder de vista. Não se vê por que maneira este solo é capaz de dar pão e vinho. Mas dá. Nas margens de um rio de oiro, crucificado entre o calor do céu que de cima o bebe e a sede do leito que de baixo o seca, erguem-se os muros do milagre. Em íngremes socalcos, varandins que nenhum palácio aveza, crescem as cepas como os manjericos às janelas. No Setembro, os homens deixam as eiras da Terra-Fria e descem, em rogas, a escadaria do lagar de xisto. Cantam, dançam e trabalham. Depois sobem. E daí a pouco há sol engarrafado a embebedar os quatro cantos do mundo…” “… Trás-os-Montes, pois assim se chama o Reino Maravilhoso de que vos falei.” (Miguel Torga, passagens do texto “Um Reino Maravilhoso”). A área estudada encontra-se na parte setentrional da Meseta Ibérica. Divide-se em duas zonas distintas, marcadas pelas diferenças litológicas. Na zona norte do campo aplitopegmatítico da FA predominam os terrenos metassedimentares, com relevos acidentados, condicionados pela tectónica frágil e pela erosão provocada pelos rios Douro e Águeda, e demais afluentes. Entre estas litologias destacam-se a imponência dos quartzitos do sinclinal de Poiares, e as vertentes do vale do rio Douro, cada vez mais encaixado em rochas graníticas para montante, em direcção a Miranda do Douro. A sul domina a peneplanície de rochas graníticas, com o aspecto caótico da erosão dos terrenos graníticos, irrompidos pelo vale ravinoso do rio Águeda. A bacia hidrográfica do Douro é condicionada pela fracturação tardi-Varisca, desenvolvendo-se pelos sistemas de fracturas NNE-SSO, ENE-OSO e ONO-ESE. A ocidente, o “graben” da Vilariça marca a morfologia regional pela extensão do seu vale. Apresenta um rejeito esquerdo de aproximadamente 5 km, com ascensão Introdução 7 (~ 400 m) e erosão do bloco oeste. Outros acidentes importantes, desligantes esquerdos, tardie pós-variscos, estão representados pela falha de Estevais-Barca D’Alva, Escalhão- -Barril, Seixo-Coriscada e Castelo Melhor-Santa Comba (Ribeiro, 2001). I.4. TRABALHOS ANTERIORES A bibliografia existente, relativamente a mineralizações em elementos raros para a área de estudo não é vasta, especialmente no sector português do campo aplitopegmatítico da FA. Estão editadas duas cartas geológicas à escala 1/50.000 (15 A – Vila Nova de Foz-Côa; 15 B – Freixo de Espada-à-Cinta), e respectivas notícias explicativas (Silva et al., 1990a, b; Silva & Ribeiro, 1991, 1994), assim como a carta geológica simplificada do Parque Arqueológico do Vale do Côa (Ribeiro, 2001). A maior parte das publicações, periódicas ou de congressos, abrange os diferentes tipos de mineralizações da região, nomeadamente W, Sn e Li. São exemplos os trabalhos de: Viegas et al. (1983-85); Fonseca et al. (1986); Nitschke (1999); Charoy & Noronha (1999); Gaspar & Inverno (1998, 2000); e, Lima et al. (2003a, b, 2010). Mateus (1995a, b) avaliou o potencial metalogénico das fases tardias da orogenia Varisca, mais concretamente as mineralizações de ouro e de sulfuretos associadas ao acidente da falha da Vilariça. Gaspar (1997), na sua tese de mestrado, abordou principalmente o estudo das mineralizações de W em rochas calcossilicatadas da mina de Riba D’Alva, com abordagem aos filões aplitopegmatíticos da região de Barca D’Alva. Já Almeida (2003) dedicou o seu projecto de mestrado ao estudo do filão aplitopegmatítico com petalite da mina da Bajoca (Almendra). Existem também alguns relatórios não publicados, associados fundamentalmente à prospecção de recursos geológicos, e que se encontram disponíveis para consulta, quer no Laboratório Nacional de Energia e Geologia, quer na Direcção Regional de Economia do Norte (Carneiro, 1948; Viegas, 1983; Ramos & Oliveira, 1975; Ramos et al.,1978; METAMERQUE, 1976a, b). No lado oriental do campo aplitopegmatítico da FA – La Fregeneda – os trabalhos são mais abundantes, dos quais se destacam os trabalhos de Carnicero (1981), Lopéz-Plaza et al. (1982), Mangas & Arribas (1988), Roda (1993) e Roda et al. (1995a, b, 1996, 1999, 2001, e 2004). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 8 Do projecto de Doutoramento aqui apresentado, resultaram também algumas publicações científicas, que serão referidas oportunamente ao longo dos diversos capítulos deste documento. I.5. ACTIVIDADES DESENVOLVIDAS E METODOLOGIAS O presente trabalho teve início em Outubro de 2004. A área inicial, entre Souto (Penedono) e Barca D’Alva, abrangia aproximadamente 530 Km2. Em 2005, já com a co- -orientação da Doutora Encarnación Roda-Robles, decidiu-se a redução (para aproximadamente 360 Km2) e deslocação da área de estudo para oriente, tendo como limite poente o vale da Vilariça e limite nascente a povoação de Hinojosa del Duero (Salamanca). Entre 2004 e 2009, os trabalhos de campo levaram à georeferenciação e amostragem de 316 filões aplitopegmatíticos em Portugal e Espanha, entre os quais 30 (9,5%) apresentam mineralização litinífera (petalite, espodumena e/ou “lepidolite”). Desta amostragem resultou um conjunto de 116 lâminas delgadas e polidas. Foi com base nestas lâminas que foram efectuados os estudos petrográficos e análises de microssonda electrónica, de elementos maiores e menores, em feldspatos, micas, turmalinas, fases fosfatadas, aluminossilicatos de lítio, óxidos de Sn-Nb-Ta, entre outras fases minerais. Permitiu também proceder à selecção e separação de moscovite primária, para análises de elementos traço e de terras raras por espectrometria de emissão de plasma (ICP-MS) e datação isotópica 40Ar*/39Ar, pelo método de “step-heating”. I.5.1. Prospecção e cartografia A prospecção e pesquisa dos filões aplitopegmatitos assentou num cuidado estudo prévio da região, com pesquisa bibliográfica, análise dos aspectos geológicos da região (litologias, estrutura, mineralizações, e.g.), que por fim culminou na escolha de um método de tratamento de dados expedito e de fácil interpretação. A prospecção geológica foi executada, para o sector português (AB) do campo aplitopegmatítico da FA, em cartas à escala 1:10.000, com o cruzamento da cartografia Introdução 9 geológica da região (Silva et al. 1990a, b; Silva & Ribeiro, 1991; 1994) e valores de teores em Li obtidos a partir de sedimentos de linhas de água. Os dados de sedimentos de linhas de água para a região de AB resultaram de uma campanha de prospecção geoquímica realizada, nos anos 80 do século passado, pelo consórcio “Bureau de Recherches Géologiques et Minières” (BRGM; França) – Sociedade Portuguesa de Empreendimentos (SPE; Portugal), em colaboração com o Serviço de Fomento Mineiro, actualmente Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG), que gentilmente facultou o acesso a esses dados. Foram recolhidas 2529 amostras representativas das respectivas bacias de drenagem, cobrindo uma área irregular de cerca de 900 km2. Tendo por base o percentil 50 e 75, foram calculados os valores de “background“ e anomalia, respectivamente. Valores acima de 96 ppm foram considerados como altamente anómalos (Lima et al., 2007; Vieira et al., 2007b). Dado a discrepância entre os pontos de recolha de amostra assinalados nos mapas da campanha de prospecção e o ponto coordenado indexado, optou-se por interpretar os valores através de variogramas de continuidade para os teores de lítio. Com base numa distinção maior entre litologias – metassedimentos e granitos – foram gerados, com recurso à aplicação GEOMS®, variogramas para estas duas litologias. Posteriormente e com base nesses variogramas, foram gerados, também com o programa GEOMS®, mapas de interpolação “kriging”, com blocos de 400x400 m, representativos da estimação de lítio em função da geologia, realçando tendências e alvos de prospecção (Lima et al., 2007; Vieira et al., 2007b) (Figura I.1, da página seguinte). A prospecção geoquímica de sedimentos de linhas de água tem sido usada nos últimos 50 anos, na identificação de áreas de alto potencial em recursos minerais, com resultados altamente positivos (Fletcher, 1997, Lima et al., 2003d). A estimação de lítio é um método expedito e simples para a análise dos dados de sedimentos de linhas de água. A validade deste método confirmou-se na área de AB, com a indicação de anomalias litiníferas em zonas controlo, como são os casos da mina de Riba D’Alva (Freixo de Espada-à-Cinta), e a mina de Feli (La Fregeneda, Espanha), a NE de Barca D’Alva (Figura I.1). A aplicação desta metodologia levou à descoberta de novos filões mineralizados em lítio, nomeadamente sob a forma de petalite, entre eles os filões de Pombal (Escalhão, Portugal) (Figura I.1). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 10 Figura I.1. Mapa de estimação da anomalia em Li para a região de Almendra-Barca D’Alva, campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Legenda: (1) CXG – Complexo Xisto-Grauváquico (pré-Ordovícico); (2) ORD – formações do Ordovícico; (3) CGML – Complexo Granítico Mêda-Penedono- -Lumbrales;(4) SC – Granito de Saucelle; (5) pórfiro granítico/riolítico; (6) filões aplitopegmatíticos sem mineralização de lítio; (7) aplitopegmatitos com petalite; (8) aplitopegmatitos com espodumena;(9) aplitopegmatitos com espodumena + “lepidolite”; (10) aplitopegmatitos com “lepidolite”; (11) falhas. O polígono branco coincide com uma zona não amostrada. A base geológica foi adaptada das cartas geológicas à escala 1/50.000 15A (V. N. de Foz-Côa) e 15B (Freixo de Espada-à-Cinta) (Silva et al., 1990a, b). Introdução 11 Apesar de ser comprovadamente um método efectivo na prospecção de mineralizações litiníferas, nomeadamente de filões aplitopegmatíticos, existem alvos que podem ser mascarados e subavaliados, caso o estudo prévio das características geológicas da região – geologia regional, geomorfologia e bacias de drenagem, e.g. – não for cuidadosamente efectuado. Esta situação confirmou-se no caso do filão de Vau (Escalhão, Portugal), mineralizado em lítio – espodumena – que através deste método não resultou num alvo positivo (anómalo em Li), devido à sua proximidade com o rio Águeda, um rio de primeira ordem na rede de drenagem da região (Figura I.1). A sua detecção só foi possível devido ao estudo prévio da geologia regional, nomeadamente ao cruzamento da geologia estrutural e metamórfica, que como se verá nos capítulos seguintes, tipificam a ocorrência dos filões mineralizados em lítio, segundo uma determinada direcção estrutural e associação a uma isógrada metamórfica. I.5.2. Análises de microssonda electrónica Laboratório Nacional de Energia e Geologia, S. M. de Infesta, Portugal Foram obtidas análises quantitativas em lâminas polidas com micas, aluminossilicatos de lítio, andaluzite e granada, através da microssonda electrónica JEOL JXA 8500-F, dos laboratórios do LNEG de São Mamede de Infesta. As condições de operação foram de 15 kV de voltagem de aceleração, e uma corrente 10 nA e diâmetro de feixe de 5 μm, com tempos de contagem de 15 segundos para os elementos maiores e 30 segundos para os elementos menores e traço. Os padrões utilizados foram os seguintes: sanidina (Si, Al, K), MnTiO3 sintético (Ti, Mn), apatite (Ca), Fe2O3 sintético (Fe), albite (Na), fluorite (F), periclase (Mg), vidro sintético de Rb e Cs (Rb, Cs), barite (Ba), blenda (Zn); YAG (Y), TiO2 sintético (Ti) e SrTiO3 sintético (Sr). Os dados foram corrigidos através do método ZAF (Armstrong, 1988). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 18 O termo pegmatítico está normalmente associado a rochas magmáticas, com composição granítica e de grão grosseiro. Esta associação deve-se ao facto da grande maioria das rochas pegmatíticas serem de natureza granítica, embora existam pegmatitos doutra natureza (ultramáfica, máfica e sienítica). Também no que diz respeito à granulometria, esta não tem de ser necessariamente grosseira, pois os pegmatitos apresentam muitas vezes grande variação granulométrica, desde milimétrica a métrica. Isto leva a que se use regularmente um outro adjectivo textural – aplito – quando uma fácies de granulometria mais fina representa parte ou a maioria dum corpo desta natureza. Recentemente, London (2008) redefine pegmatito como sendo uma rocha essencialmente magmática, normalmente de composição granítica, que se distingue de outras rochas magmáticas pela sua textura grosseira, mas de granulometria variável, ou pela abundância de formas dendríticas, gráficas ou outro qualquer hábito de crescimento direccional. Ainda segundo o mesmo autor, os pegmatitos ocorrem como corpos homogéneos ou zonados, claramente demarcados e encaixados em rochas magmáticas ou metamórficas. II.1. CLASSIFICAÇÃO DOS PEGMATITOS Dado que a maioria dos pegmatitos é de natureza granítica, a nomenclatura e classificação converge essencialmente para rochas desta natureza. De um modo geral, a classificação mais usada para os pegmatitos graníticos é a de Černý (1991a) – revista recentemente por Černý & Ercit (2005) (Tabela II.1). Estes autores melhoraram o esquema de classificação por classes elaborado por Ginsburg et al., (1979) que tem como base a profundidade de instalação dos pegmatitos e as suas relações com o metamorfismo e plutões graníticos. Assim, a classificação de Černý & Ercit (2005) distingue cinco classes de pegmatitos graníticos, com base nas condições de pressão (P) e temperatura (T) das rochas encaixantes. A divisão das classes assenta em critérios geológicos. No entanto, cada classe subdivide-se mediante as suas características geoquímicas, associações minerais, Pegmatitos. Síntese temática 19 atributos texturais, ou a combinação destes factores, que reflectem as condições de P-T da instalação dos pegmatitos (Tabela II.1 e Figura II.1). Tabela II.1. Classificação por classes dos pegmatitos graníticos (Černý & Ercit, 2005). (REE – Terras Raras; HREE – Terras Raras pesadas; LREE – Terras Raras leves, U – Urânio; B – Boro; Be – Berílio; Li – Lítio) Classe Subclasse Tipo Subtipo Abissal (AB) AB-HREE AB-LREE AB-U AB-BBe Moscovítica (MS) MSREL-REE Moscovítica– –Elementos Raros (MSREL) MSREL-Li REL-REE Allanite-Monazite Elementos Raros (REL) Euxenite Gadolinite REL-Li Berilo Berilo-Columbite Berilo-Columbite-Fosfatos Complexo Espodumena Petalite Lepidolite Elbaíte Ambligonite Albite-Espodumena Albite Miarolítica (MI) MI-REE Topázio-Berilo Gadolinite-Fergusonite MI-Li Berilo-Topázio MI-espodumena MI-petalite MI-lepidolite Černý (1991a) e Černý & Ercit (2005) introduzem ainda o conceito de famílias petrogénicas, distinguindo três famílias: LCT (Lítio, Césio, Tântalo); NYF (Nióbio, Y (Ítrio) e Terras Raras, Flúor); e, Mista (LCT + NYF) (Tabela II.2). Esta classificação centra-se na origem dos pegmatitos graníticos que derivam, por diferenciação magmática, de diferentes fontes plutónicas. Sendo assim, e segundo estes autores, o conceito abrange não só os pegmatitos, mas também os seus granitos parentais e granitos em geral. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 20 Tendo em conta a premissa de uma ligação parental plutónica, este conceito só é aplicável às classes dos Elementos Raros (REL) e Miarolítica (MI). Figura II.1. Campos de P-T para as cinco classes de pegmatitos graníticos (adaptado de Černý & Ercit, 2005 e London, 2008). AB – Abissais; MS – Moscovítico; MSREL – Moscovítico-Elementos Raros; REL – Elementos Raros; e, MI – Miarolítico. Campos de estabilidade dos aluminossilicatos de lítio (linha de tracejado longo) segundo London (1984); ponto triplo dos Al2SiO5 (linha contínua preta) segundo Pattison (1992) e Cesare et al. (2003) (4,5 kbar; 550°C). Grande parte dos pegmatitos encaixa perfeitamente na classificação de Černý & Ercit (2005). No entanto, nos últimos anos muitos investigadores referem tipos de pegmatitos que não se ajustam a esta classificação, como é o caso dos pegmatitos de afiliação NYF. Além desta lacuna, a classificação de Černý & Ercit (2005) falha também na possibilidade dos pegmatitos se formarem directamente por anatexia. Pegmatitos. Síntese temática 21 Tabela II.2. Classificação petrogénica por famílias dos pegmatitos graníticos (adaptado de Černý & Ercit, 2005). FAMÍLIA SUBCLASSE ASSINATURA GEOQUÍMICA COMPOSIÇÃO GLOBAL DO PEGMATITO GRANITOS ASSOCIADOS COMPOSIÇÃO GLOBAL DO GRANITO* LITOLOGIAS FONTE LCT REL-Li MI-Li Li, Rb, Cs, Be, Sn, Ga, Ta>Nb, (B, P, F) peraluminosa a subaluminosa sin-orogénicos a tardiorogénicos (anorogénicos) altamente heterogéneos peraluminoso do tipo S, I ou misto S+I rochas supra a mesocrustais não empobrecidas e gnaisses de base NYF REL-REE MI-REE Nb>Ta, Ti, Y, Sc, REE, Zr, U, Th, F subaluminosa a metaluminosa (subalcalina) (sin-, tardi-, pós) a principalmente anorogénicos; quasi- -homogéneos (peraluminoso) a subaluminoso e metaluminoso; tipo A e I granulitos empobrecidos infra a mesocrustais, granitóides jovens Mista LCT+NYF Mista (metaluminosa) a ligeiramente peraluminosa (pós-orogénicos) a anorogénicos; heterogéneos subaluminoso a ligeiramente peraluminoso protólitos mistos ou assimilação de rochas supracrustais SUBDIVISÕES DAS FAMÍLIAS LCT & NYF LCT-I granitos férteis gerados por baixa percentagem de anatexia de protólitos ígneos e subsequente diferenciação; granitos férteis subaluminosos e pegmatitos associados pobres em Cs, B, P, S. LCT-S granitos férteis gerados por anatexia de protólitos supracrustais e subsequente diferenciação, granitos férteis peraluminosos e pegmatitos associados enriquecidos em Cs, B, P, S. NYF-A granitos anorogénicos, membros da suite bimodal gabro-granito, gerados por fusão parcial de material empobrecido infracrustal; pegmatitos metaluminosos (a subalcalinos), com fluorite e topázio, com assinatura tipicamente NYF. NYF-I granitos sina tardi-orogénicos, gerados por altas taxas de anatexia de protólitos tonalíticos do tipo-I, com diferenciação moderada; pegmatitos com topázio *peraluminoso, A/CNK > 1; subaluminoso, A/CNK ≈ 1; metaluminoso, A/CNK < 1 com A/NK > 1; subalcalino, A/NK ≈ 1; peralcalino, A/NK < 1, onde A = Al2O3, CNK = CaO + Na2O + K2O, e NK = Na2O + K2O (valores moleculares). Martin & De Vito (2005) afirmam que a profundidade de instalação, por si só, não justifica as duas principais famílias geoquímicas de pegmatitos: LCT & NYF. Estes autores sugerem que o regime tectónico determina a natureza do magma parental e os magmas enriquecidos em elementos raros que daí derivam. Os pegmatitos LCT são gerados em regimes de compressão (suites orogénicas) e os NYF em regimes distensivos (suites anorogénicas). No caso das famílias mistas (LCT+NYF), para os mesmos autores, estas serão o resultado de contaminações, quer magmáticas, quer pós-magmáticas, em que as rochas NYF são “ensopadas” por fluidos ricos Li e B, mas também em Ca e Mg das rochas encaixantes. Recomenda-se a consulta de trabalhos alternativos de sistematização, entre eles – Zagorsky et al., (1999); Wise (1999); Pezzotta (2001); e, Ercit (2005). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 22 II.2. MORFOLOGIA E ESTRUTURA INTERNA A morfologia dos pegmatitos é muito variável e controlada por diferentes factores, tais como: a profundidade de instalação, propriedades mecânicas das rochas encaixantes, assim como o regime tectónico e metamórfico vigente aquando da instalação dos pegmatitos. Os pegmatitos ocorrem como segregações em grandes massas de rochas magmáticas e como filões, soleiras ou lentículas instalados em outras rochas magmáticas ou metamórficas. Uma das características mais importantes nos pegmatitos é o desenvolvimento de zonamento interno, que se manifesta por mudanças texturais e composicionais. A terminologia mais usada para caracterizar as variações texturais e mineralógicas das diferentes zonas é a de Cameron et al. (1949). Os autores distinguem três unidades principais dentro de um pegmatito zonado: i. zonas primárias, mais ou menos concêntricas ao núcleo do pegmatito, e definidas, da margem para o núcleo, tal como na Tabela II.3; Tabela II.3. Paragénese mineral típica das zonas pegmatíticas (adaptado de Simmons et al., 2003). ZONA TEXTURA MINERAIS PRINCIPAIS MINERAIS ACESSÓRIOS Margem/Contacto granulometria fina (2–5 mm), hipidiomórfica granular plagioclase/microclina, quartzo ± moscovite turmalina negra, granada, microclina/plagioclase Parede granulometria grosseira quartzo, plagioclase, microclina, ± moscovite, ± biotite turmalina negra, granada, berilo, apatite Externa granulometria progressivamente mais grosseira; desenvolvimento de cavidades microclina, quartzo turmalina negra – elbaíte, plagioclase sódica, moscovite, fosfatos Intermédia Interna aplítica e grosseira, com cristais bem desenvolvidos; cavidades quartzo, microclina, plagioclase sódica, ± moscovite, ± biotite turmalina negra – elbaíte, berilo, fosfatos, minerais Nb-Ta Núcleo – quartzo berilo, aluminossilicatos de lítio Pegmatitos. Síntese temática 23 ii. unidades secundárias: formam-se às custas dos materiais pegmatíticos pré- -existentes, sobrepondo-se a qualquer zona, embora sejam mais frequentes no núcleo e nas zonas intermédias. Os processos metassomáticos não são facilmente identificados, variando em extensão e intensidade. Podem ser processos selectivos de substituição de determinadas espécies minerais, a efeitos mais intensos, mas difusos, de substituições completas de zonas primárias por associações minerais secundárias (Černý, 1991a); iii. preenchimentos de fracturas: ao contrário das unidades metassomáticas, estes preenchimentos são facilmente identificáveis. Cortam várias zonas, muitas vezes desde o núcleo, e são constituídas essencialmente por quartzo. II.3. DISTRIBUIÇÃO ESPACIAL No típico padrão de zonamento regional descrito por Trueman & Černý (1982) e Černý (1991b) para os pegmatitos da família LCT, os filões distribuem-se ao redor dum plutão granítico dito parental, onde os corpos mais fraccionados ocupam posições mais distais desse mesmo plutão (Figura II.2). Além da ausência de zonamento regional nos pegmatitos NYF, outras questões se levantam. Como podem os pegmatitos derivar de um plutão granítico, por extracção cíclica de fundido pegmatítico, de modo que, os pegmatitos mais próximos e mais antigos sejam os mais simples (menos fraccionados), e os mais tardios e distantes se tornem os mais fraccionados e complexos? (Simmons & Webber, 2008). Simmons & Webber (2008) salientam ainda que, segundo o modelo de Trueman & Černý (1982) e Černý (1991b), se os fundidos pegmatíticos com menor taxa de fraccionamento são os primeiros a escapar dum plutão granítico já de si fraccionado, é de esperar que esses mesmos fundidos removam constituintes que deveriam ficar no fundido pegmatítico, de modo a obter níveis de concentração suficientemente altos, para a formação de pegmatitos tardios mais evoluídos. Então como é que elementos como o Li, Cs, Ta, entre outros, são retidos no plutão granítico para depois serem extraídos mais tarde? Como são estes fluidos capazes Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 24 de escapar do granito parental sem deixarem evidências da sua passagem? Como se mantêm desobstruídos os canais de instalação e a conectividade dos filões pegmatíticos? Figura II.2. Zonamento regional de pegmatitos da família LCT. Modelo de Trueman & Černý (1982) e Černý (1991b), adaptado de London (2008). Os mesmos autores (Simmons & Webber, 2008) sugerem que, em alguns casos, os corpos pegmatíticos que surgem mais afastados do plutão granítico não são o resultado directo de uma cristalização fraccionada a partir dum granito parental, mas sim o resultado de um processo de baixas taxas de fusão parcial, geradas na auréola termal desse plutão. O modelo de baixos graus de fusão parcial de metassedimentos quartzo- -feldspáticos, com posterior fraccionamento dos produtos de fusão (modelo misto), foi proposto por Roda (1993) e Roda et al. (1999) para os pegmatitos de La Fregeneda (Espanha), parte oriental do campo aplitopegmatítico alvo deste estudo – Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda–Almendra (FA). Pegmatitos. Síntese temática 25 II.4. RELAÇÃO COM ROCHA ENCAIXANTE Os campos pegmatíticos tendem a ser particularmente abundantes ao longo de faixas metamórficas ou tectónicas (Černý, 1991b). As populações pegmatíticas Fanerozóicas distribuem-se associadas a faixas de granitos férteis, alinhados grosso modo com os orógenos. Estas faixas consistem essencialmente de sequências metassedimentares ou antigos socos cristalinos, remobilizados e penetrados por granitóides, sob condições prógradas ou retrógradas. Como se refere anteriormente, o zonamento regional é algo comum nas famílias pegmatíticas LCT, salvo algumas excepções. Esta distribuição espacial é influenciada, quer pela natureza e estrutura da rocha encaixante, quer pelo nível de erosão atingido, assim como pelo do grau de fraccionamento atingido pelos fundidos pegmatíticos (Simmons, 2007). O ambiente metamórfico é especialmente relevante em sistemas granítico– –pegmatíticos sina tardi-orogénicos (Černý, 1991b). As associações de andaluzite-silimanite em metapelitos, marcadas por elevados gradientes geotérmicos (ca. 40°– 50° C) – metamorfismo do tipo Abukuma – é típico dos campos pegmatíticos com elementos raros (Tabela II.4). Estas condições são indicativas de níveis crustais relativamente delgados ou altas taxas de fluxo térmico, ou mesmo a combinação dos dois casos (Černý, 1991b). Tabela II.4. Ambiente metamórfico característico das classes pegmatíticas de Černý & Ercit (2005). (AB – Abissais; MS – Moscovítico; MSREL – Moscovítico-Elementos Raros; REL – Elementos Raros; MI – Miarolítico). Classe Subclasse AMBIENTE METAMÓRFICO RELAÇÃO COM OS GRANITOS AB fácies anfibolítica a granulítica de baixa a alta-P; 4 – 9 kbar, 700°– 800°C. nenhuma (?); (segregações anatéticas ?). MS alta-P, fácies anfibolítica Barroviana (cianite-silimanite); 5 – 8 kbar, 650°– 580°C. nenhuma; (corpos anatéticos) a marginais ou exteriores. MSREL fácies anfibolítica, moderada a alta-P, (T); 3 – 4 kbar, 650°– 520°C interior a exterior, indefinida. REL–REE Variável e posterior aos eventos regionais que afectam as rochas encaixantes. interior a marginal (raramente exterior). REL–Li baixa-P, fácies Abukuma anfibolítica (andaluzite- -silimanite) a xistos-verdes; 2 – 4 kbar, 650°– 450°C. (interior a marginal), exterior. MI–REE muito baixa-P, posteriores aos eventos regionais que afectam as rochas encaixantes. interior a marginal. MI–Li baixa-P, fácies anfibolítica a xistos-verdes; 1,5 – 3 kbar, 400°– 500°C. (interior), marginal a exterior. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 26 À excepção de alguns casos sin-orogénicos, grande parte dos sistemas granítico–pegmatíticos é posterior ao pico do metamorfismo regional. Instalam-se normalmente em sistemas de falhas bem desenvolvidos na rocha encaixante (Černý, 1991b). Segundo Černý (1991b) os granitos e pegmatitos estão assim divorciados do metamorfismo precedente. No entanto, no mesmo trabalho, o autor reconhece que em áreas pouco afectadas por posteriores eventos tectónicos, a distribuição espacial dos pegmatitos tende a progredir desde os granitos e pegmatitos estéreis em terrenos de maior grau metamórfico, até os pegmatitos mais fraccionados em rochas de mais baixo grau (Figura II.3). Figura II.3. Esquema de distribuição espacial de pegmatitos, em função da distância ao granito parental, estruturas regionais e metamorfismo da rocha encaixante (adaptado de London, 2008). As taxas de arrefecimento são de particular interesse, especialmente na instalação de fundidos pegmatíticos mais evoluídos, em rochas de baixo a médio grau metamórfico, e que foram sujeitas a um pico prévio de metamorfismo. Chakoumakos & Lumpkin (1990) referem, para o pegmatito de Harding (Novo México, EUA), que a temperatura da rocha encaixante, ao tempo de instalação, deveria estar entre 0° a 200°C Pegmatitos. Síntese temática 27 mais baixa que a Tsolidus do pegmatito. Este fenómeno influencia o tempo de arrefecimento e cristalização, que neste caso foi estimado para apenas 100 a 200 anos. II.5. PRESSÃO E TEMPERATURA DE CRISTALIZAÇÃO Perceber a origem dos pegmatitos implica que se tente determinar em que tipo de condições pressão (P) e temperatura (T) estas rochas se formam. Ainda que não estejam bem delimitados os valores para as P de cristalização dos pegmatitos, estes parecem variar entre os ~ 300 – 500 MPa, para os pegmatitos comuns e alguns pegmatitos com elementos raros, e os ~ 300 – 200 MPa para os pegmatitos com elementos raros e miarolíticos (London, 2008). No que diz respeito às temperaturas de cristalização, muitos investigadores colocam as T cristalização dos pegmatitos muito próximas da solidus do sistema granítico–H2O, entre os 650°– 700°C. No entanto, trabalhos na área das inclusões fluidas, estudos de isótopos estáveis e dos campos de estabilidade de fases minerais, demonstram que nos sistemas pegmatíticos a Tsolidus é cerca de 200°C inferior (Taylor et al., 1979; London, 1986; Simmons et al., 1987; Morgan & London, 1999; Fuertes-Fuente et al., 2000; Sirbescu & Nabelek, 2003). No caso dos pegmatitos ricos em lítio, o diagrama de fases dos aluminossilicatos de lítio de London & Burt (1982b) e London (1984) é muitas vezes usado como modelo de análise petrogénica (Figura II.4). Os aluminossilicatos de lítio primários, petalite e espodumena, são estáveis com o quartzo até aproximadamente 680°C, o que faz deste valor o tecto nas temperaturas de cristalização dos pegmatitos com lítio. A espodumena é indicativa de uma relativamente alta-P de instalação, ao contrário da petalite que está restrita a mais baixas pressões. Também a associação eucriptite + quartzo é mais prevalente nos pegmatitos com petalite do que nos de espodumena, o que é consistente com os campos de estabilidade de baixa-P da petalite (London, 1984, 2008). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 34 excluídos acumulam-se na frente de cristalização, ao longo duma banda fronteira – “boundary layer”. A redução da Tsolidus desta banda é promovida pela acumulação dos voláteis e fundentes, e à medida que a cristalização ocorre, a concentração destes elementos incompatíveis aumenta relativamente à composição global do fundido. Esta banda avança, desde o contacto com rocha encaixante, até às zonas mais internas do pegmatito. Nos últimos estádios da cristalização, a banda fronteira pode converter-se no principal fluido dentro do pegmatito em formação. A cristalização desta banda de composição exótica, pode provocar uma mudança brusca, entre associações minerais comuns e outras mais evoluídas, de mineralogia mais rara. Segundo London (2005b), o modelo de cristalização baseado no “constitutional zone-refining” reproduz virtualmente quase todas as características dos pegmatitos, nomeadamente a textura, o “fabric”, morfologia cristalina, assim como a sequência de zonamento interno, e as unidades monominerálicas e núcleos de quartzo. II.6.6. Tempo de cristalização É normalmente aceite em geologia, que a dimensão granulométrica duma rocha magmática, é um indicador directo da taxa de crescimento dos cristais e da história de arrefecimento magmático, isto é, cristais pequenos crescem rapidamente num magma que arrefece também ele rapidamente, produzindo uma textura afanítica. Pelo contrário, grandes cristais crescem mais lentamente a partir de um magma em arrefecimento lento, produzindo texturas faneríticas. Claramente este paradigma não se encaixa no caso dos pegmatitos, especialmente nos aplitopegmatitos. Estudos recentes, desenvolvidos nas últimas três décadas, sugerem exactamente o contrário. Alguns dos pegmatitos mais conhecidos do mundo poderão ter cristalizado em períodos muito mais curtos do que é comummente aceite (milhões de anos). São os casos do pegmatito de Harding – Novo México, EUA (Chakoumakos & Lumpkin, 1990); os filões de George Ashley, Mission, Stewart e Himalaya – Califórnia, EUA (Webber et al., 1997, 1999; Webber & Simmons, 2007), e o pegmatito de Little Tree – Califórnia, EUA (Morgan & London, 1999). Pegmatitos. Síntese temática 35 Webber et al. (1997, 1999) desenvolveram um modelo térmico de arrefecimento para os pegmatitos de São Diego (Califórnia, EUA). Os parâmetros iniciais deste modelo foram alterados por Webber et al. (2005), com a introdução de mais um filão pegmatítico (Animikie Red Ace – Winsconsin, EUA). Os resultados são apresentados na Tabela II.5. Tabela II.5. Tempo de arrefecimento calculado para os filões de George Ashley, Mission, Stewart e Himalaya – Califórnia, EUA, e para o pegmatito de Animikie Red Ace – Winsconsin, EUA (Webber & Simmons, 2007). PEGMATITO POSSANÇA (m) T INSTALAÇÃO (°C) T ROCHA ENCAIXANTE (°C) ARREFECIMENTO ATÉ (°C) TEMPO Himalaya 1 650 150 550 5 dias Himalaya 1 650 150 400 20 dias Himalaya 1 600 300 400 50 dias George Ashley 8 650 150 550 340 dias George Ashley 8 650 150 400 3 anos George Ashley 8 600 300 400 10 anos Stewart 25 650 150 550 9 anos Stewart 25 650 150 400 30 anos Stewart 25 600 300 400 75 anos Animikie 1 600 400 500 20 dias Animikie 1 600 400 450 50 dias Até mesmo o filão pegmatítico de Tanco pode ter arrefecido rapidamente. Černý (2005) sugere recentemente que este corpo poderia ter solidificado em décadas, num máximo de algumas centenas de anos. De modo a avaliar esta afirmação, Webber & Simmons (2007) usaram o modelo previamente referido e os parâmetros apresentados por Černý (2005) para calcular o período e a T de arrefecimento do pegmatito de Tanco (possança – 100 metros; temperatura de instalação – 700°C; profundidade de instalação – 10 km; e temperatura rocha encaixante a variar entre 25° – 300°C). Segundo esses resultados, este corpo terá arrefecido até ~ 450°C em apenas 700 a 1000 anos. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 36 II.6.7. Texturas pegmatíticas Algumas das características mais intrigantes nos pegmatitos são as suas texturas. Segundo trabalhos experimentais de cristalização a partir de fundidos graníticos de quartzo e feldspatos, demonstrou-se que se podem desenvolver texturas gráficas e dendríticas através do subarrefecimento rápido do fundido (Swanson & Fenn, 1986; Fenn, 1986; MacLellan & Trembath, 1991, entre outros). Também Lofgren (1974) demonstra que a morfologia cristalina pode variar de euédrica a esferulítica através do aumento gradual do subarrefecimento da Tliquidus. London et al. (1989) relata no trabalho experimental com o vidro Macusani (subsaturado em vapor e subarrefecido) que os padrões de zonamento mineral, as mudanças bruscas nas texturas e na granulometria, assim como, o “fabric” orientado característico de muitos pegmatitos, está relacionado com o gradual aumento do subarrefecimento da Tliquidus dum fundido silicatado. Ou seja, quanto maior o subarrefecimento, maior será a anisotropia do “fabric” (e.g., o desenvolvimento de “comb- -structure”). Assim, as relações texturais dos minerais nos pegmatitos reflectem o grau de subarrefecimento do pegmatito, taxa de nucleação e crescimento. Cristais com formas cristalinas mais alongadas (acicular ou dendrítica) são favorecidos por um rápido arrefecimento, um maior grau de subarrefecimento, altas taxas de crescimento e menos núcleos de cristalização. Pelo contrário, morfologias tabulares são favorecidas por taxas de arrefecimento menores, um subarrefecimento inferior, baixas taxas de crescimento e pontos de nucleação mais abundantes (Simmons & Webber, 2008). O efeito de subarrefecimento está igualmente relacionado com o desenvolvimento de bandas aplíticas – “line-rock” – que segundo Webber et al. (1997, 1999) se formam por um mecanismo de cristalização e nucleação oscilatória, controlado por difusão. London (1992) refere que um subarrefecimento pronunciado da Tliquidus, promove o bandado aplítico – “layering”. A formação de bandas aplíticas pode ser despoletada por altos graus de subarrefecimento. Qualquer evento que resulte num subarrefecimento do fundido, tem o potencial para iniciar a formação destas bandas. A instalação do magma pegmatítico numa rocha encaixante relativamente mais fria (“thermal quench”), o “chemical quench” resultante, e.g., da remoção do B pela cristalização da turmalina, ou ainda, a ruptura ou dilatação filoniana (“pressure quench”), são fenómenos que podem gerar um aumento do Pegmatitos. Síntese temática 37 subarrefecimento no fundido e actuar como destabilizadores da dinâmica de cristalização do sistema pegmatítico (Simmons & Webber, 2008). Ainda segundo os mesmos autores, tais eventos podem dar início a uma nucleação rápida e heterogénea, a um crescimento oscilatório, à acumulação dos elementos excluídos na frente de cristalização (“boundary-layer”) e a formação de “line- -rock”. II.6.8. Gel silicatado Como se pode avaliar nos modelos e teorias antes descritos, os materiais potencialmente geradores de pegmatitos são fundidos silicatos. No entanto, alguns autores retomaram a teoria de Merritt (1924), segundo a qual os pegmatitos se formam a partir de um gel viscoso silicatado (Merino, 1999; Taylor et al., 2002; Taylor, 2006). Os géis, constituídos essencialmente por H2O, levantam algumas incertezas quanto à sua aplicabilidade, nomeadamente quando se tenta explicar as perdas de volume aquando da cristalização, o volume de água libertado e a formação de um filão com um material tão viscoso como um gel silicatado (London, 2008). Apesar disso, London (2005) sugere que os géis podem restringir-se aos últimos estádios de consolidação pegmatítica, momento em que a banda fronteira pode conter uma grande proporção de material silicatado amorfo. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 38 CAPÍTULO III. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO Figura da capa: Douro vinhateiro entre Barca D’Alva e Almendra, Portugal. Enquadramento Geológico 41 III. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO A região entre Almendra (Vila Nova de Foz-Côa) e Barca D’Alva (Figueira de Castelo Rodrigo) (AB) representa a parte oeste do denominado campo Aplitopegmatítico da Fregeneda–Almendra (FA) (Roda et al., 2007b, Vieira et al., 2007a, b, c). O campo aplitopegmatítico da FA está situado no Maciço Hespérico, no núcleo meridional da cadeia Varisca, formada maioritariamente por rochas magmáticas e metamórficas de idades ante-Ordovícicas e Paleozóicas. Segundo a divisão geotectónica de Julivert et al. (1974), FA integra-se na Zona Centro-Ibérica (ZCI) (Figura III.1). Os filões aplitopegmatíticos da área estudada afloram, maioritariamente, numa faixa de terrenos metamórficos, alongada segundo E-O, do denominado Complexo Xisto-Grauváquico (CXG) (Carrington da Costa, 1950; Teixeira, 1955). É limitada a norte pelas formações quartzíticas do sinclinal de Poiares (Ordovícico inferior), a sul pelo Complexo Granítico de Mêda–Penedono–Lumbrales (CGML), a oeste pela falha da Vilariça e a nordeste pelo Granito de Saucelle (SC) (Anexo C). III.1. ESTRATIGRAFIA As principais formações metassedimentares aflorantes na região de AB, e consequentemente no campo aplitopegmatítico da FA, pertencem ao Grupo do Douro Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 42 (Sousa, 1982; 1983a), do atrás citado ante-Ordovícico CXG. Este grupo metassedimentar, na região de Moncorvo, localizado a norte da área em estudo, passa sem discordância apreciável aos metassedimentos ordovícicos (Rebelo & Romano, 1986). Descrevem-se de seguida, e de modo sucinto, as unidades estratigráficas mais representativas da área de estudo. Figura III.1. Enquadramento geológico do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Legenda: (1) Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda–Almendra; (2) Pós-Paleozóico; (3) Metassedimentos Paleozóicos; (4) Complexo Ultrabásico; (5) Granitos biotíticos pós-tectónicos; (6) Granitos biotíticos tardi-tectónicos; (7) Granitos de duas-micas sin-tectónicos; (8) Granitos biotíticos sin-tectónicos; (9) Falhas. (ZC – Zona Cantábrica; ZOAL – Zona Oeste Asturiana- -Lionesa; ZGTM – Zona da Galiza–Trás-os-Montes; ZCI – Zona Centro-Ibérica; ZOM – Zona de Ossa-Morena; ZSP – Zona Sul-Portuguesa). III.1.1. Complexo Xisto-Grauváquico – Grupo do Douro Para o Grupo do Douro Sousa (1982, 1983a) estabeleceu, na região de São João da Pesqueira–Peso da Régua, uma sucessão estratigráfica de seis formações distintas, que da base para o topo inclui: formação de Bateiras (Ba), formação de Enquadramento Geológico 43 Ervedosa do Douro (Er), formação de Rio Pinhão (Ri), formação de Pinhão (Pi), formação de Desejosa (De) e formação de São Domingos. Em trabalhos posteriores Silva & Ribeiro (1985) descrevem a existência de uma duplicação Sarda nas formações basais do Grupo do Douro, originada por carreamentos sin-sedimentares, na região de Viso (Vila Nova de Foz-Côa). Foi proposto por estes autores que as formações de Rio Pinhão e Pinhão fossem consideradas equivalentes laterais, ou seja, alóctones, das formações de Bateiras e Ervedosa do Douro, respectivamente. Este paralelismo lateral é também reconhecido por Sousa (Sousa, 1981, 1982, 1983a). Na região estudada não foram detectadas as formações de Bateiras e Ervedosa do Douro, nem se identificaram carreamentos sin-sedimentares (Silva et al., 1990a, b). Sendo que a aloctonia destas formações não foi comprovada, opta-se por considerá-las como provavelmente autóctones, seguindo o exemplo de Silva & Ribeiro (1994). Na região estudada predominam unicamente três das formações do Grupo do Douro: as formações de base, Pinhão e Rio Pinhão, com menor expressão cartográfica, e a formação da Desejosa, a mais representativa deste grupo. Formação de Rio Pinhão (Ri) A área de maior representatividade desta formação distribui-se para leste da falha da Vilariça até ao rio Côa, numa faixa ONO-ESE, a nordeste da localidade de Chãs. As litologias mais abundantes desta unidade são os metagrauvaques e/ou metaquartzovaques cinzento-escuros, quase sempre com finas intercalações de filitos cinzento-escuros a negros. Estes litotipos são frequentemente calcossilicatados ou passam mesmo a rochas calcossilicatadas, onde porfiroblastos de cordierite, andaluzite e granada são facilmente identificáveis à vista desarmada (Silva & Ribeiro, 1991). Os mesmos autores referem ainda que muitas das litologias aqui observadas, tais como filitos grafitosos, metaconglomerados e metacalcários, são também típicas da formação de Bateiras, ressalvando-se mais uma vez a possibilidade de uma duplicação estratigráfica. A passagem à formação suprajacente, formação de Pinhão, é geralmente estratigráfica, marcada pela acentuada perda de metagrauvaques, e do aparecimento de filitos cloríticos (Silva & Ribeiro, 1991). Além da faixa acima referida, esta formação ocorre dispersa no interior do CGML, aflorante na zona sul do campo aplitopegmatítico da FA. As manchas mais Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 50 xistosidade associada a estas dobras (S1) é de plano axial, bem visível nas zonas de charneira. A terceira fase Varisca (D3), menos intensa e penetrativa, é coaxial da primeira, que se manifesta por uma clivagem de crenulação que afecta a xistosidade anterior e desenvolve uma lineação sublinhada por porfiroblastos de biotite (López-Plaza et al., 1982; Silva & Ribeiro, 1991, 1994). O contacto entre os metassedimentos e os granitos do CGML é bastante rectilíneo, salvo a zona a ocidente e oriente do rio Côa, o que sugere um contacto tectónico, através de uma falha anterior, e que porventura terá facilitado a ascensão magmática. No contacto entre estas duas unidades litológicas, além da verticalização dos metassedimentos, ocorre “boudinage” dos leitos mais competentes e dos filões (Silva & Ribeiro, 1991, 1994). Ainda segundo estes mesmos autores, as falhas observadas na região são de dois tipos distintos: desligamentos esquerdos orientados segundo NNE-SSO, e cisalhamentos esquerdos OSO-ENE, aproximadamente concordantes com essas estruturas anteriormente descritas. Como foi referido, os cisalhamentos esquerdos estão relacionados com a deformação Varisca D3. Também relacionado com esta mesma fase de deformação, está o cisalhamento dúctil da Quinta dos Boais (OSO-ENE), que afectou principalmente os granitos aí existentes. Esta estrutura é em tudo idêntico ao cisalhamento de Juzbado– –Penalva do Castelo (Silva & Ribeiro, 1991, 1994). A deformação tardi-Varisca, frágil, gera importantes desligamentos esquerdos NNE-SSO, que retalham as estruturas previamente descritas. Esta fracturação tardi- -Varisca está bem representada pelo grande acidente Manteigas–Vilariça–Bragança, que constitui o limite ocidental da área estudada, e por falhas subparalelas, como a falha Estevais–Barca D’Alva (Cabral et al.,, 1983/85; Silva & Ribeiro, 1991, 1994). III.3. MAGMATISMO E ROCHAS MAGMÁTICAS ASSOCIADAS O magmatismo plutónico da ZCI é representado essencialmente por importantes volumes de granitóides sin-orogénicos Variscos, associados às fases de convergência e colisão. Enquadramento Geológico 51 Três períodos principais de génese para estes granitóides são reconhecidos: o primeiro episódio é contemporâneo do espessamento crustal (D1); o segundo período, de relaxação térmica, é o mais importante em termos de volume – posterior às fases D1 e D2 Variscas, associado com a fase de deformação D3, marcada por dobras verticais e cisalhamentos dúcteis muito importantes (Noronha et al., 1979, 1981; Iglesias & Ribeiro, 1981a; Díez Balda et al., 1990); e por fim, um terceiro período, de magmatismo tardi- -orogénico, associado a um regime de extensão (Castro et al., 2000; Dias et al., 2000). Sendo assim, e tendo em conta a relação temporal entre o período de instalação e a terceira fase de deformação Varisca (D3), os granitos Variscos Ibéricos podem ser divididos em três grandes grupos (Ferreira et al., 1987): 1. sin-orogénicos, ante-D3; 2. sin-orogénicos, sina tardi-D3; 3. tardia pós-orogénicos. Apoiado nas relações acima descritas e com base petrográfica e geoquímica, estes granitos podem ser divididos em dois grandes grupos: granitos de duas-micas e granitos biotíticos. Os granitos de duas-micas são, de um modo geral, sina tardi-D3 (320 – 305 Ma), leucocratas, resultantes da cristalização de magmas peraluminosos húmidos, gerados em níveis crustais médios a inferiores, por fusão parcial de rochas metassedimentares aluminosas metapelíticas (Capdevila et al., 1973; Pinto et al, 1987; Dias et al., 1990; Noronha, 2007; Dias et al., 2010). O segundo grupo, granitóides biotíticos, são rochas calcoalcalinas, originadas por fusão parcial de materiais de níveis profundos (Capdevila et al., 1973). Estes podem ser antea sin-D3 (> 321 – 312 Ma); tardi-D3 (311 – 305 Ma), tardia pós-D3 (aproximadamente 300 Ma) e pós-D3 (299 – 290 Ma) (Dias et al., 1998, 2010). Na região de estudo, assim como em todo o campo aplitopegmatítico da FA, grande parte da litologia é dominada por rochas graníticas de duas-micas. A sul, a grande mancha do Complexo Granítico Mêda–Penedono–Lumbrales; a NE, o Granito de Saucelle; e, o granito de Feli (não aflorante), detectado por sondagens de prospecção a uma profundidade aproximada de 100 metros, na zona entre a mina de Riba D’Alva (Freixo de Espada-à-Cinta) e da mina Feli (La Fregeneda, Espanha). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 52 III.3.1. Complexo Granítico de Mêda–Penedono–Lumbrales (CGML) Assim denominado por Bea et al. (1987), corresponde à maior mancha granítica da região, e delimita a área estudada a sul. Na área de estudo – entre a falha da Vilariça e Espanha – este complexo granítico é constituído por diferentes fácies, de contactos transicionais e evidências de intrusões mais recentes nas mais antigas. São quase na sua totalidade sin-D3, com a excepção de manchas de pequenas dimensões, mais tardias em relação à terceira fase de deformação Varisca (Silva & Ribeiro, 1991, 1994; Ribeiro, 2001). Os granitos sin-D3 do CGML, instalam-se no antiforma Lamego–Penedono– –Escalhão, associados ao cisalhamento dúctil D3 Escalhão-Quinta dos Boais (Figura III.4). Figura III.4. Relação dos granitóides sin-orogénicos de duas-micas, sina tardi-D3, com as zonas de cisalhamento dúctil do Norte da ZCI (adaptado de Ferreira et al., 1987). Legenda: FA – Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda–Almendra; I – falha Gerês–Lovios; II – falha Régua–Verin; III – falha da Vilariça; A – cisalhamento do Sulco Carbonífero Dúrico-Beirão; B – cisalhamento Vigo–Régua; C – cisalhamento Laza–Rebordelo; D – cisalhamento Vivero–Ifanes; E – cisalhamento Moncorvo–Bemposta; F – cisalhamento Escalhão–Quinta dos Boais; G – cisalhamento Tranguntia–Penalva do Castelo. Enquadramento Geológico 53 Correspondem a leucogranitos peraluminosos, de duas-micas, heterogéneos, de grão médio a fino, por vezes porfiróide (Carnicero, 1981; Ferreira et al, 1987; López Plaza & Martínez Catalán, 1987; Silva & Ribeiro, 1991, 1994; Ribeiro, 2001). A sua intrusão terá ocorrido entre os 320 e os 305 Ma (Dias et al., 2010). São seis as fácies, bastante heterogéneas, que afloram neste complexo granítico, as cinco primeiras sin-tectónicas relativamente a D3 e a última delas, granito de Quinta Vale Flor, tardi-D3. De seguida, e tendo por base a descrição de Silva & Ribeiro (1991, 1994) e Ribeiro (2001), faz-se uma breve descrição dessas fácies: Granodiorito de Chãs–Amargo (γ’∆) É um granitóide, de grão fino a médio, essencialmente biotítico, de tons escuros, o que o torna bastante distinto das restantes fácies do CGML. Distribui-se por seis pequenas manchas entre Chãs e Vilar de Amargo, nas proximidades do vale da Vilariça (Silva et al., 1990a, b) Passa gradualmente a fácies intrusivas, como são os casos dos granitos de Tomadias, Mêda–Escalhão, Santa Comba–Algodres e Ribeira de Massueime–Galegos. Granito de Tomadias (γ’f) Este é um granito de grão fino, duas-micas e que, localmente, pode assumir tonalidades escuras. Nas regiões de Quinta dos Boais e Galegas de Cima, contacta com a formação de Rio Pinhão, que metamorfiza e intrui de forma a conservar as estruturas dos metassedimentos, o que lhe confere uma textura orientada. O contacto com as restantes fácies graníticas é gradual. Ainda nesta zona, e devido ao cisalhamento da Quinta dos Boais, o granito está bastante cisalhado segundo OSO-ENE. Nestas manchas são, muitas vezes, observáveis pequenas concentrações de biotite, que devem, segundo os autores supracitados, corresponder a restites metassedimentares. O seu modo de jazida, considerado periférico de outras fácies graníticas, confere-lhe um carácter de fácies de bordadura. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 54 Granito de Mêda–Escalhão (γ’m) É sem dúvida a litofácies mais representativa do CGML, actuando como matriz das restantes fácies. É uma rocha homogénea, leucocrata (cinzento-clara), de grão médio e duas-micas – localmente com predomínio de biotite. Também esta fácies é afectada segundo uma faixa OSO-ENE, pelo cisalhamento da Quinta dos Boais. Segundo Gaspar (1997), Ribeiro (2001) e Vieira & Lima (2005a, b), trata-se de uma rocha geoquimicamente diferenciada quando comparada com as outras fácies. Granito de Santa Comba–Algodres (γ’g) Este é um granito de grão grosseiro, duas micas (com predomínio da moscovite), leucocrata de tons cinzentos. O seu alinhamento cartográfico, grosso modo NE-SO, sugere que a abertura de espaço para a sua intrusão ocorreu por movimentação dos cisalhamentos regionais. Granito de Galegos–Ribeira de Massueime (γ’πm) Esta litofácies possui características litológicas e texturais semelhantes às do granito de Mêda–Escalhão. Corresponde a um granito porfirítico, leucocrata, com grandes cristais de feldspato (por vezes orientados) e maior percentagem de biotite, quando comparado com o granito de Mêda. Tal como as restantes fácies, a passagem aos outros granitos é gradual. Granito de Quinta Vale Flor (γmt) Como já foi referido antes, trata-se de uma fácies mais tardia relativamente à terceira fase de deformação Varisca (tardi-D3), constituindo pequenas manchas no seio das fácies mais precoces. É um granito leucocrata, moscovítico, de granularidade média a fina, com turmalina. Encontra-se localmente cisalhado. Enquadramento Geológico 55 III.3.2. Granito de Saucelle (SC) O Granito de Saucelle corresponde, em território nacional, a uma pequena mancha granítica a nordeste de Barca D’Alva, junto à barragem de Saucelle, e que se prolonga para o lado oriental do campo aplitopegmatítico FA, onde tem maior expressão. São granitos tardi-D3, peraluminosos, de duas-micas (essencialmente moscovíticos) e grão médio a grosseiro, instalados no antiforma Vila Real–Carviçais (López-Plaza et al., 1982; López-Plaza & Carnicero, 1987; Silva & Ribeiro, 1994). Na carta geológica 15–B, à escala 1/50.000 – Freixo de Espada à Cinta – é denominado por Granito de Chão de Calvo (Silva et al., 1990a, b; Silva & Ribeiro, 1994). Para uma descrição petrográfica e geoquímica mais detalhada das diferentes fácies acima descritas, recomendam-se os trabalhos de Silva & Ribeiro (1991, 1994), Gaspar (1997) e Ribeiro (2001). III.3.3. Granito não aflorante de Feli (F) São vários os autores que aludem à existência de uma cúpula granítica, não aflorante, na zona da mina de Feli (La Fregeneda, Espanha) (Carnicero, 1981; Viegas et al., 1983-85; Mangas & Arribas, 1988; Martín-Izard et al., 1992; Gaspar, 1997). Pela observação da amostra do testemunho de sondagem que nos foi possível obter, trata-se de um granito claramente leucocrata, essencialmente moscovítico, de grão fino a médio, e de textura hipidiomórfica. As evidências de deformação são diminutas e incipientes, com alguma extinção ondulante do quartzo como principal evidência deformativa, sem alinhamentos claros Apresenta albitização e sericitização do feldspato potássico, acompanhada de zinnwalditização de algumas moscovites. A albite predomina claramente sobre o feldspato potássico, com quartzo abundante. A moscovite é a principal mica (>> biotite cloritizada), com turmalina, apatite e sulfuretos alterados, como fases minerais acessórias. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 56 III.3.4. Filões e Massas As principais estruturas filonianas dominantes da região, e principal alvo de estudo deste trabalho, são os aplitos, aplitopegmatitos e pegmatitos. O resultado desse estudo será descrito nos capítulos subsequentes, pelo que aqui serão descritas outras estruturas filonianas da região. Pórfiro granítico e riolítico (π) Trata-se de uma estrutura filoniana intrusiva, vertical, de direcção aproximada de O-E a OSO-ENE, que corta os granitos e os metassedimentos. Corresponde a uma rocha leucocrata de textura afanítica porfírica, com composição granítica, onde se destacam os fenocristais de feldspato. No contacto com as rochas encaixantes, os cristais de feldspato desaparecem e a matriz torna-se fina, correspondendo a uma textura riolítica. Quartzo Os filões de quartzo são muito comuns em toda a região, em especial nas proximidades dos granitos do CGML. Intruem os metassedimentos segundo duas direcções principais de fracturação frágil: NNE-SSO e OSO-ENE. São constituídos basicamente por quartzo leitoso, branco, geralmente sem mineralizações associadas. Uma excepção a esta ausência de mineralização é o caso dos filões com cassiterite da Mina de Feli (La Fregeneda, Espanha). É uma estrutura filoniana tipo “stockwork”, intersectada pelos pegmatitos com mica litinífera e espodumena desta exploração. Além do quartzo, contém também moscovite, feldspato potássico e albite (Roda, 1993; Roda et al., 1999, entre outros). Enquadramento Geológico 57 III.4. METAMORFISMO Na Zona Centro-Ibérica o metamorfismo regional é geralmente de baixo grau, na fácies dos xistos-verdes, sendo que, nas zonas mais internas e altamente erodidas da cintura de dobras Variscas, as estruturas em domo e antiformas coincidem, de modo geral, com zonas de mais alto grau. Este efeito gera uma distribuição das isógradas, em cinturas ou faixas, relacionadas com o plutonismo granítico orogénico (Martínez et al., 1988; Martínez et al., 1990). Este processo implicou a sobreposição de eventos metamórficos. Sendo assim, as isógradas Variscas mais antigas, caracterizadas por paragéneses prógradas do tipo Barroviano de granada-estaurolite-(distena), de mais alta P, estão relacionadas com o primeiro evento metamórfico ante-D3, entre as fases de deformação D1 e D2, pelo espessamento crustal (Martínez et al., 1988; Martínez et al., 1990; Ábalos et al., 2002). Estas isógradas são cortadas por outras mais recentes, típicas de condições retrógradas de fácies dos xistos-verdes, marcadas por minerais como a andaluzite, cordierite e silimanite (Martínez et al., 1988, 1990, Ábalos et al., 2002). Estão claramente relacionadas com o clímax intrusivo, ou seja, um pico térmico que Oen (1970) designa de plutonometamorfismo. Este episódio metamórfico de baixa P terá ocorrido entre 330 – 315 Ma (Namuriano-Vestefaliano) (Pinto, 1983), e está relacionado com a terceira fase de deformação Varisca (D3). Esta sequência de eventos gera um padrão evolutivo das condições tectono-metamórficas no sentido dos ponteiros do relógio (“clockwise PT path”) típico de uma orogénese de colisão, em que a evolução que sucede um episódio prógrado, relacionado com o espessamento crustal, está fortemente controlada pelo subsequente adelgaçamento e “uplift” (Valle Aguado et al., 1993; Díez Balda et al., 1995; Valle Aguado et al., 2005) Na área da FA, o episódio de sobreposição metamórfica por plutonometamorfismo está bem representado, com o grau metamórfico a aumentar para sul, paralelamente ao antiforma de Lamego-Penedono-Escalhão, onde estão instalados os granitos do CGML. As isógradas cartografadas orientam-se, grosso modo, segundo O-E, tal como o contacto dos granitos com os metassedimentos do CXG, e foram afectadas pelos acidentes tectónicos tardi-Variscos (Silva et al., 1990a, b; Silva & Ribeiro, 1991, 1994). Pela Figura III.5, pode-se analisar que durante a primeira fase de deformação Varisca (D1) os metassedimentos, provavelmente, não terão ultrapassado a isógrada da Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 58 clorite, mas durante e após a terceira fase, as isogeotermas subiram ao longo dos eixos dos antiformas, mantendo-se aproximadamente estacionárias nas zonas sinclinais intermédias. Figura III.5. Representação esquemática da recristalização metamórfica e evolução das isogeotermas durante os episódios principais da orogenia Varisca, na região de Almendra-Barca D’Alva (adaptado de Silva & Ribeiro, 1994). Legenda: cl – clorite; bi – biotite; and – andaluzite; co – cordierite; sil – silimanite; fib – fibrolite; CGML – Complexo Granítico de Mêda–Penedono– –Lumbrales; linha tracejada horizontal – superfície abaixo do nível de erosão; tracejado verticalizado – clivagem. A clorite, seguida da biotite, são os minerais-índice de maior expressão cartográfica (Silva & Ribeiro, 1991, 1994). A clorite, mineral indicativo do mais baixo grau observado na região estudada, ocorre em toda a área, com excepção da faixa mais próxima dos granitos do CGML. As Enquadramento Geológico 59 associações metamórficas mais frequentes desta zona correspondem a moscovite ou clorite-moscovite com a moscovite sempre anterior a S1, enquanto a clorite se forma sin- -D1 e prolongando-se até D3 (Carnicero, 1982; Silva & Ribeiro, 1994). O aparecimento da biotite marca a passagem a uma nova zona – biotite – que é a mais extensa da região, persistindo nas associações mineralógicas, até ao contacto com os granitos (Silva & Ribeiro, 1991,1994). Caracteriza-se pelas associações biotite- -moscovite-clorite e biotite-moscovite (Carnicero, 1982). A passagem à zona da andaluzite-cordierite está marcada pelo aparecimento destes dois minerais, especialmente da andaluzite (Carnicero, 1982; Silva & Ribeiro, 1994). As associações mais características, são biotite-clorite-moscovite-andaluzite, biotite-moscovite-andaluzite e biotite-moscovite-andaluzite-cordierite. Os porfiroblastos andaluzíticos conferem ao metassedimentos um aspecto mosqueado. De referir ainda que, para ocidente, na zona entre a falha da Vilariça e Almendra, surgem granada e estaurolite nas associações minerais, com a primeira a surgir já na zona da biotite e a permanecer até ao contacto com o CGML (Silva & Ribeiro, 1991). O aparecimento de fibrolite marca a passagem à zona da silimanite. Esta zona está restrita a estreitas faixas próximas do contacto com o CGML e às manchas da formação de Rio Pinhão no interior deste mesmo complexo granítico. Desenvolvem-se associações de biotite-silimanite-moscovite e biotite-silimanite-feldspato potássico (Carnicero, 1982; Silva & Ribeiro, 1991; 1994). Por último, Corretgé & López-Plaza (1976) e Carnicero (1982) sugerem que as condições deste último episódio plutonometamórfico, corresponderiam a valores de aproximadamente 2 – 3,5 kbar de pressão e entre temperaturas a variar 610°– 680°C. Tais valores estão de acordo com o que é também sugerido por Martínez et al. (1990). III.5. METALOGÉNESE E RECURSOS MINERAIS O Maciço Hespérico, nomeadamente a ZCI, é sem dúvida dos mais importantes, com sucessivos períodos genéticos ante-, sine pós-Variscos, sendo esta época orogénica a mais produtiva do ponto de vista metalogénico (Tabela III.1). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 66 Figura IV.1. Mapa geológico simplificado do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Filões do tipo: (1) intragraníticos - T1; (2) quartzo-andaluzíticos - T2; (3) apófises - T3; (4) simples concordantes -T4; (5) com feldspato potássico - T5; (6) simples discordantes - T6; (7) com petalite - T7; (8) com espodumena - T8; (9) com “lepidolite” e espodumena - T9; (10) com “lepidolite” - T10; (11) quartzo com cassiterite - T11. (12) Granitos sina tardi-D3; (13) Complexo Xisto-Grauváquico; (14) formações do Ordovícico; (15) filões de quartzo; (16) pórfiro granítico/riolítico e falhas. Isógradas: (17) silimanite; (18) andaluzite; (19) biotite. Os filões da Fregeneda-Almendra 67 Tabela IV.1. Resumo das principais características dos filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 68 IV.1.1. Filões aplitopegmatíticos intragraníticos –T1 Afloram na zona de bordadura do Complexo Granítico Mêda-Penedono- -Lumbrales (CGML) e resumem-se a uma dezena de afloramentos (Figura IV.1 e Anexo C). Têm uma atitude que varia entre o N030° a N050°E – coincidente com o diaclasamento do granito – com inclinações subverticais. A possança é variável, podendo atingir os três metros. A sudeste de Tomadias, nas denominadas “Minas da Lamega”, um destes filões foi explorado para obtenção de Sn e W, sendo só possível encontrar material nos encostos com o granito ou nas escombreiras. São compostos maioritariamente por feldspato potássico, moscovite, albite e turmalina. É frequente a presença de biotite e fosfatos da série heterosite-purpurite. É possível observar que a parte central destes corpos é composta maioritariamente por quartzo, sendo que nas zonas de contacto com o granito encaixante predomina a turmalina e moscovite e/ou biotite. IV.1.2. Filões de quartzo e andaluzite – T2 Estes filões afloram nas proximidades do contacto com os granitos do CGML, na zona da andaluzite-silimanite, na formação do Pinhão (Pi) (Figura IV.1 e Anexo C). A sua ocorrência não é de fácil detecção, quer pela sua possança – nunca superior a 50 centímetros – quer pelo facto de ocorrerem preferencialmente em zonas de actividade agrícola, onde é possível encontrar diversos blocos soltos destes filões. Apresentam atitudes concordantes com a rocha encaixante (ONO–ESE) com inclinações variáveis. Encontram-se fortemente boudinados. São constituídos essencialmente por andaluzite, com quartzo, moscovite, feldspato potássico e alguma turmalina (Figura IV.2). IV.1.3. Filões e apófises aplitopegmatíticas – T3 São corpos de formas irregulares e de dimensões variáveis. Estes filões e apófises ocorrem muito perto dos granitos, preferencialmente nas áreas em que o Os filões da Fregeneda-Almendra 69 contacto do CGML com os metassedimentos do CXG é irregular. Afloram na zona da andaluzite-silimanite, nas formações do Pinhão e do Rio Pinhão (Ri) (Figura IV.1 e Anexo C). A transição entre a fácies aplítica e pegmatítica é brusca. São compostos principalmente por quartzo, feldspato potássico e moscovite. Em menor quantidade, biotite, turmalina e fosfatos de Fe-Mn. IV.1.4. Filões aplitopegmatíticos simples concordantes – T4 Ocorrem encaixados maioritariamente nas formações metassedimentares do Pinhão e Rio Pinhão, concordantes com a xistosidade (Figura IV.3). A rocha encaixante apresenta-se frequentemente turmalinizada na zona de contacto. Afloram perto da zona de contacto com o CGML, principalmente nas zonas da andaluzite, com algumas ocorrências na zona da silimanite (Figura IV.1 e Anexo C). São constituídos principalmente por quartzo, feldspato potássico, moscovite e albite, com fases acessórias de turmalina, clorite, granada, biotite, apatite, fosfatos da série heterosite-purpurite e minerais do grupo da columbite-tantalite. Em alguns afloramentos observa-se um certo zonamento interno, com a moscovite a crescer perpendicularmente ao contacto, à qual se segue uma zona de quartzo e feldspato potássico, com intercrescimentos gráficos de quartzo com feldspato potássico, aos quais se podem associar, nas zonas mais internas, turmalina e albite. IV.1.5. Filões aplitopegmatitos com feldspato potássico – T5 Estes filões são relativamente escassos, aflorando nas proximidades do CGML, nas zonas metamórficas da andaluzite e biotite, distribuindo-se pelas formações do Pinhão e da Desejosa (De) (Figura IV.1 e Anexo C). São discordantes da rocha encaixante – N-S a N030°E – com pendores subverticais. O tom alaranjado, típico destes corpos, advém de serem constituídos maioritariamente por feldspato potássico e quartzo. Moscovite e pirite são outras fases minerais características destes filões (Figura IV.4). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 70 Figura IV.2. Filão de quartzo e andaluzite (T2) concordante, segundo N110°, com os xistos mosqueados andaluzíticos da formação do Pinhão. Lugar de Vales, Escalhão, Portugal. A janela mostra um bloco solto deste tipo de filão, típico das zonas de lavoura. Figura IV.3. Filão aplitopegmatítico simples do tipo 4, concordante com os metassedimentos da formação da Desejosa. Lugar de Vau, Escalhão, Portugal. Figura IV.4. Filão aplitopegmatítico do tipo 5 – especialmente rico em feldspato potássico. Lugar de Vau, Escalhão, Portugal. Os filões da Fregeneda-Almendra 71 IV.1.6. Filões aplitopegmatíticos simples discordantes – T6 Este é o tipo de filão mais abundante em AB, e desde logo no campo FA (Figura IV.1 e Anexo C). São discordantes dos metassedimentos encaixantes, com direcções a variar entre o N010° e o N040°, com inclinação próxima da vertical. A sua possança é muito variável (inferior a um metro, até vários metros) (Figura IV.5). Afloram numa banda mais afastada dos granitos da área, em posições intermédias entre os filões antes descritos e os filões mineralizados com fases litiníferas (descritos mais adiante). O metamorfismo regional é de baixo a médio grau – biotite, clorite e andaluzite – sendo que nas zonas de contacto é possível observar uma turmalinização moderada da rocha encaixante. Mineralogicamente são constituídas por quartzo, feldspato potássico, albite e moscovite. Um aspecto a salientar é a ocorrência de cassiterite, óxidos de Nb-Ta e fosfatos. Nos corpos mais próximos do CGML surgem paragéneses fosfatadas de Fe-Mn, tais como ferrisicklerite, allaudite, triplite e heterosite. Nos corpos mais afastados deste tipo ocorre a montebrasite. Estas ocorrências sugerem um ligeiro enriquecimento em P, F, Li e Sn, comparativamente com os tipos de filões previamente descritos. Em alguns casos é possível distinguir a alternância de bandas pegmatíticas (quartzo+feldspato potássico+moscovite+albite) com bandas aplíticas de feldspato potássico ± (quartzo + moscovite). É ainda possível observar o crescimento tipo “comb- -structure” dos feldspatos potássicos, podendo atingir os 20 centímetros de comprimento. IV.1.7. Filões aplitopegmatíticos com petalite – T7 Estes filões afloram em zonas mais distantes do CGML, na zona de metamorfismo regional da andaluzite, ou muito próximo desta, nas formações do Pinhão e da Desejosa. É possível observar nos contactos a turmalinização da rocha encaixante. São corpos claramente discordantes – N-S a N030°E – com pendor subvertical e possança superior a um metro (Figuras IV.6 e IV.7). Não se identificou um zonamento interno aparente, apesar de se reconhecerem zonas mais ricas em petalite. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 72 Figura IV.5. Filões aplitopegmatíticos simples discordantes do tipo 6. À esquerda afloramento N030°E dos filões subverticais, e à direita o mesmo filão a cortar quase ortogonalmente os metassedimentos N110°E da formação da Desejosa. Lugar de Vau, Escalhão, Portugal. Figura IV.6. Filão petalítico (tipo 7) da mina da Bajoca, Almendra, Portugal, em Maio de 2005 Figura IV.7. Filões aplitopegmatíticos com petalite do Pombal, Escalhão, Portugal. Os filões da Fregeneda-Almendra 73 O exemplo mais conhecido deste tipo de filão é o da mina da Bajoca, Almendra - Figura IV.6 (Almeida 2003; Vieira & Lima, 2007). Neste caso é possível verificar a expansão em profundidade do corpo, onde na crista do afloramento o filão surge como um dique de aproximadamente dois metros, para depois em profundidade atingir possanças superiores a 30 metros. Outros exemplos são os filões de Pombal – na Figura IV.7 – e Vales (a sul de Barca D’Alva), assim como os filões de Hinojosa del Duero (Espanha) (Figura IV.1 e Anexo C). A sua mineralogia não é muito diversificada, apresentando como principais constituintes a petalite, quartzo, albite e o feldspato potássico. Como fases menores sobretudo moscovite e cassiterite, sendo acessórias a montebrasite, columbite-tantalite e a eucriptite. Não se verificou neste caso, e ao contrário do observado nos filões do tipo 8 (espoduménicos) descritos de seguida, a associação com espodumena. A petalite forma geralmente cristais prismáticos subédricos, em agregados ou cristais isolados alongados de cor branca, em associação paragenética com feldspatos alcalinos – albite principalmente – uniformemente distribuídos (Figura IV.8). Nos afloramentos do Pombal, Vales e Hinojosa del Duero, a petalite, sujeita a alteração, surge em cristais centimétricos alongados, onde é possível distinguir perfeitamente a clivagem segundo {001} deste aluminossilicato de lítio. As semelhanças com a microclina podem ser grandes, pelo que a confusão entre as duas fases minerais é comum. Estas são facilmente distinguidas pela ausência de clivagem perpendicular a {001} na petalite (Figura IV.9). IV.1.8. Filões aplitopegmatíticos com espodumena – T8 No lado ocidental do campo da FA – região Almendra-Barca D’Alva – a única ocorrência deste tipo de filão aplitopegmatítico é um pequeno afloramento em Vau, muito próximo da margem do rio Águeda. Os restantes ocorrências espoduménicas distribuem-se pelo lado oriental do campo filoniano, entre La Fregeneda e Hinojosa del Duero - nas proximidades de Valdecoso (Figura IV.1 e Anexo C). O principal corpo aflora na mina de Alberto, a norte de La Fregeneda (Figura IV.10). São filões de atitude, dimensão e mineralogia muito semelhante aos filões do tipo T7 – petalíticos. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 74 Figura IV.8. Agregado de cristais de petalite com albite. Pombal, Escalhão, Portugal. Figura IV.9. Zona rica em cristais de petalite. É possível distinguir uma clivagem perfeita segundo {001}, em associação com feldspatos alcalinos. Pombal, Escalhão, Portugal. Figura IV.10. Filão aplitopegmatítico do tipo 8 (espodumena), da mina de Alberto, La Fregeneda, Espanha, em Maio 2010. Os filões da Fregeneda-Almendra 75 As principais diferenças resumem-se à fase aluminossilicatada dominante – espodumena – e ao facto desta ocorrer em associação com massas de petalite primária. A associação macroscópica destas duas fases só foi identificada até ao momento no filão em exploração da mina Alberto (La Fregeneda, Espanha). As relações entre estas duas fases, assim como a sua petrografia, estão descritas no capítulo da mineralogia, respeitante aos aluminossilicatos de lítio. Os terrenos metassedimentares que os filões do tipo 8 intruem, nas zonas de metamorfismo da biotite e/ou clorite, é também distinto da isógrada dos filões do tipo 7 (com petalite). Também aqui a rocha encaixante se encontra turmalinizada na zona de contacto. A mineralogia dominante inclui espodumena, feldspatos (potássico e albite), petalite e quartzo. Em menores proporções pode-se encontrar moscovite e acessoriamente montebrasite, fosfatos de Fe-Mn e cassiterite. A espodumena ocorre com hábitos subédricos, prismáticos, de tons nacarados a brancos e uma forte clivagem {110}, podendo atingir aproximadamente 20 centímetros de comprimento. A espodumena pode ainda ocorrer em intercrescimentos simplectíticos com o quartzo – SQUI (Figuras IV.11 e IV.12). IV.1.9. Filões aplitopegmatíticos com “lepidolite” e espodumena – T9 O exemplo mais conhecido deste tipo de filão ocorre a norte de La Fregeneda (Espanha), na denominada mina de Feli (Figura IV.1 e Anexo C). Foi intensivamente estudado por diversos autores, dos quais se destacam: López Plaza et al. (1982), Mangas & Arribas (1988), Roda (1993) e Gaspar (1997). Apesar do filão aplitopegmatítico da mina de Feli atravessar o rio Douro, em direcção às antigas minas de Riba D’Alva (Freixo de Espada-à-Cinta), a associação entre moscovite-litinífera e a espodumena não foi detectada. Estes filões são compostos por quartzo, feldspatos, moscovite-litinífera e espodumena como principais fases minerais. Em menor percentagem, moscovite, cassiterite e montebrasite, com fases acessórias como a apatite, óxidos de Nb e Ta, fosfatos de Fe-Mn e eucriptite. É possível identificar neste tipo de filão uma estrutura interna bandada, com bandas mais ricas em quartzo e moscovite-litinífera, a alternar com bandas mais ricas de feldspatos – potássico e albite – estruturação não evidente na continuação para o lado português (Figura IV.13). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 82 Tabela IV.2. Características petrográficas das diferentes fases minerais associadas aos filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. TIPO PETROGRÁFICO FORMA E HÁBITO TAMANHO TEXTURAS E MICROESTRUTURAS DISTRIBUIÇÃO TIPO DE FILÃO 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 I subédrica a anédrica fino a grosseiro extinção ondulante, bandas de deformação e subgrãos ● ● ● ● ● ● ● ● ●* ● ●* II cuneiforme a vermicular fino a médio intercrescimento gráficos ou granofíricos com Kfs ● ● ● ● ● ● ●* ● III vermicular < 200 μm intercrescimentos mirmequíticos ● ● ● ●* ● IV anédrica lamelar fino posições intergranulares ● V anédrica fino intragranular arredondado na Spd e na Pet ● ● VI poligonal muito fino granoblástica, em zonas de deformação e limites de grão ● ● ● ● ● ● ● ●* ● QUARTZO VII subédrica a anédrica muito fino a fino preenchimento de fracturas ● ● ● ● ●* ● I euédrica a anédrica fino a grosseiro intercrescimento gráficos, pertites e macla xadrez ● ● ● ● ● ● ● ● ●* ● ●* KFS II subédrica grosseiro estruturas do tipo “comb” ● ● ● ●* ● I subédrica a anédrica médio a grosseiro macla albite, periclina; mirmequites; extinção ondulante, “kinking” e subgrãos ● ● ● ● ● ● ●* ● ●* II vénulas e manchas muito fino a médio lamelas pertíticas ● ● ● ● ● ● ● ●* ● ●* III subédrica a anédrica fino albite “chess-board” ● ● ● ● ● ●* ● PLAGIOCLASE IV subédrica a anédrica muito fino sacaróide; cleavelandite ●* ● I euédrica a anédrica fino a grosseiro textura “book”; extinção ondulante e “kinking” ● ● ● ● ● ● ● ● ● ● II anédrica, fibro-radial muito fino a médio produto de alteração Kfs, Ab, And, Spd e Pet. ● ● ● ● ● ● ● ●* ● ●* III acicular muito fino a fino a bordejar de cristais de Grt e Tur, e. g. ● IV subédrica a anédrica fino intersticial tardia ●* ● MOSCOVITE V subédrica médio foliácea ●* I prismática fibro-radial fino a grosseiro estruturas tridimensionais preenchidas por outras fases ●* ● II prismática, fibro-radial fino a grosseiro inter a intragranular, em microfracturas ●* ● MOSCOVITE-LI III granular muito fino sacaróide ●* ● (*) Tal como descrito por Roda (1993); Ab – albite; And – andaluzite; Chl – clorite; Cst – cassiterite; Grt – granada; Kfs – feldspato potássico (microclina); Pet – petalite; Spd – espodumena; Tur – turmalina (continua na página seguinte) Os filões da Fregeneda-Almendra 83 Tabela IV.2. (continuação) TIPO PETROGRÁFICO FORMA E HÁBITO TAMANHO TEXTURAS E MICROESTRUTURAS DISTRIBUIÇÃO TIPO DE FILÃO 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 I euédricos a subédricos fino a grosseiro granoblástica; extinção ondulante; subgrãos; inclusões de quartzo; “comb” ● ● PETALITE II euédrica a subédrica muito fino a fino associada à Spd em posições intercristalinas ● I euédrica a subédrica fino a grosseiro inclusões de Qtz; Pet intersticial; “comb” ● ●* ESPODUMENA II subédrica a anédrica; médio a fino simplectítica com o Qtz – – SQUI (Qtz + Spd) ● ●* EUCRIPTITE anédrica muito fino fracturas de Pet ou Spd e no contacto com Mbs ● ● ● ANDALUZITE prismática, subédrica fino a grosseiro inclusões de corindo; bordos de alteração; fracturada ● ●* I prismática, euédrica a subédrica fino a grosseiro zonamento cromático concêntrico; estruturas “comb” ● ● ● ● ● II subédrica a anédrica fino a médio intersticial e em microfracturas ● ● TURMALINA III euédrico a subédrico muito fino a fino turmalina do contacto rocha encaixante; poiciloblástica ● ● ● ● ●* ● ●* GRANADA euédrica a subédrica fino a médio porfiroclástica; fracturação irregular ● ● I subédrica a anédrica fino a médio fracturada ● ●*● ● ● ● ● ●* ● ●* APATITE † II subédrica fino a médio por vezes pleocróica (tons azuis) ● MONTEBRASITE subédrica a anédrica fino a grosseiro macla polissintéctica dupla {111}; alterada ● ● ● ●* ● WYLLIEITE- -ROSEMARYITE subédrica fino pleocroísmo a variar entre amarelos e verdes ● GRAFTONITE subédrica muito fino grãos com lamelas de sarcópsido ●* SARCÓPSIDO subédrica muito fino lamelas inclusas na graft., ferrisickl. e heterosite ● FERRISICKLERITE subédrica fino lixiviada ● ● ● ● SICKLERITE subédrica fino lixiviada ●* HETEROSITE anédrica fino a grosseiro frequentemente alterado ● ● ● PURPURITE anédrica fino a grosseiro frequentemente alterado ●* ALLUAUDITE subédrica fino produtos de alteração sódica ● ● (*)Tal como descrito por Roda (1993); (†) outras fases minerais fosfatadas estão listadas na página 150, no capítulo respeitante à Mineralogia; Ab – albite; And – andaluzite; Chl – clorite; Cst – cassiterite; Grt – granada; Kfs – feldspato potássico (microclina); Pet – petalite; Spd – espodumena; Tur – turmalina. (continua na página seguinte) Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 84 Tabela V.2. (continuação) TIPO PETROGRÁFICO FORMA E HÁBITO TAMANHO TEXTURAS E MICROESTRUTURAS DISTRIBUIÇÃO TIPO DE FILÃO 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 TRIPLITE † subédrica fino granular ●* ● CRANDALITE anédrica muito fino massas de alteração da Mbs ● CHILDRENITE anédrica muito fino massas de alteração, associada Ab e Ap ● VÄYRYNENITE anédrica muito fino granular ● BIOTITE prismática- -tabular fino a médio frequentemente alterada para Chl ● ● ● ● COOKEITE fibro-radial muito fino alteração da Pet e Spd ● ● ● I euédrica a subédrica fino a grosseiro macla joelho de estanho; fracturada; associada a óxidos Nb-Ta e sulfuretos ●* CASSITERITE II euédrica a subédrica fino a médio zonamento cromático; macla joelho de estanho; com inclusões e/ou “exsoluções” óxidos Nb-Ta ● ● ● ●* ● I subédrica a euédrica fino a médio grãos disseminados pela fácies aplítica e pegmatítica ●* ● ● ● ●* ● II subédrica a euédrica muito fino a fino associada e/ou inclusa na Cst; zonamento progressivo, oscilatório ou convoluto ● ● ● ●* ● ●* COLUMBITE- -TANTALITE III anédrica a subédrica muito fino inclusões na Cst; zonamento convoluto ● CORINDO anédrica muito fino gotículas inclusas na And ● RÚTILO euédrico a subédrico fino prismas colunares; associado óxidos Nb-Ta e Cst ● ● ● MOLIBDENITE anédrica fino a média associada à cassiterite ● ●* PIRITE euédrica médio cristais cúbicos ● ● ● ( * ) Tal como descrito por Roda (1993); (†) outras fases minerais fosfatadas estão listadas na página 150, no capítulo respeitante à Mineralogia; Ab – albite; And – andaluzite; Chl – clorite; Cst – cassiterite; Grt – granada; Kfs – feldspato potássico (microclina); Pet – petalite; Spd – espodumena; Tur – turmalina. London et al. (1989) gerou experimentalmente alternâncias de feldspatos alcalinos e quartzo, sem no entanto conseguir reproduzir a ritmicidade do bandado aplítico. No entanto, um forte subarrefecimento da Tliquidus levaria a uma cristalização em desequilíbrio, com saturação alternada de diferentes fases mineralógicas, limitada pela difusão limitada de certos componentes mineralógicos (Morgan & London, 1999; London, 2005b). Os filões da Fregeneda-Almendra 85 Um modelo de nucleação e cristalização oscilatória controlada por difusão foi proposto por Webber et al. (1997, 1999) para a formação de “line-rock” – alternância de bandas aplíticas de granadas, com bandas de quartzo e albite. Segundo estes autores, a formação das “line-rock” ocorre devido a altas taxas de subarrefecimento, por si só, ou por fenómenos externos, tais como redução de pressão. Tal provocaria uma rápida e heterogénea nucleação, acompanhada de cristalização oscilatória, com subsequente acumulação na “boundary-layer” da frente de cristalização de componentes excluídos, com saturação local, acabando por formar as “line-rock”. IV.2.2. “Comb-structure” Os filões aplitopegmatíticos discordantes – T6 a T9 – apresentam texturas de crescimento dos feldspatos potássicos, aluminossilicatos de lítio (espodumena e petalite) e turmalina, subperpendiculares aos contactos, com formas do tipo “comb- -structure” (Figura IV.17). O “fabric” orientado característico de muitos pegmatitos, está relacionado com o gradual aumento do subarrefecimento da Tliquidus dum fundido silicatado. Ou seja, o subarrefecimento levará a condições de nucleação heterogénea capazes de criar, um “fabric” anisotrópico, como por exemplo, o desenvolvimento de “comb-structure”. O desenvolvimento destas morfologias nas zonas mais próximas dos contactos com a rocha encaixante, é favorecida por altas taxas de arrefecimento, maiores graus de subarrefecimento, altas razões de crescimento cristalino/nucleação (London et al., 1989; London, 1992; Webber et al., 1997, 1999). IV.2.3. Texturas granofíricas – pegmatito gráfico e mirmequites As texturas gráficas, de intercrescimento de quartzo com feldspato potássico, são mais comuns nos filões aplitopegmatíticos mais simples, sem mineralização litinífera aparente – T1, T3 e T4. Estas são essencialmente semi-gráficas e manifestam-se por uma distribuição irregular de gotículas de quartzo nos cristais de feldspato potássico, a fazer lembrar as Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 86 formas cuneiformes comummente descritas para as texturas granofíricas do “granito gráfico” (Hibbard, 1995, e.g.). Mais uma vez a explicação para este tipo de textura não é consensual. No entanto, trabalhos como os de Martin (1982), Fenn (1986), Swanson & Fenn (1986), London et al. (1989) e MacLellan & Trembath (1991), demonstram que este tipo de morfologia gráfica reflecte um crescimento cristalino rápido em condições de subarrefecimento – “undercooling” – do fundido silicatado, resultando na cristalização simultânea do feldspato potássico e quartzo. A sua cristalização, inicialmente associada a condições de sobressaturação em água (Fenn, 1986; Lentz & Fowler, 1992), é rebatida em trabalhos mais recentes, que advogam que a saturação H2O não é um factor determinante para a formação de texturas gráficas (London et al., 1989; Baker & Freda, 1999, 2001). A ocorrência de mirmequites, vermicular ou em gotículas, está fundamentalmente associada aos filões que afloram mais afastados do CGML, mais concretamente nos filões discordantes T6 e restantes filões com mineralização litinífera (Figura IV.18). As mirmequites surgem associadas à plagioclase, ora ocupando grande parte do cristal, ora desenvolvendo bordaduras, mais ou menos completas, em redor dos cristais de plagioclase. De salientar que, a associação com feldspato potássico, tal como descrita comummente na literatura, não é regra, mas sim excepção. A sua formação é mais uma vez objecto de debate, sendo os processos de cristalização directa, substituição ou “exsolução” os que obtêm mais concórdia. Hibbard (1979) sugere uma cristalização magmática. Segundo este autor, nos processos de formação pegmatítica a presença de mirmequites é indicativo da fuga de fluidos no momento que antecede a formação mirmequítica. É mais uma vez provável que se trate de um processo de precipitação simultânea (Barker, 1970; Martin, 1982), em processos idênticos aos descritos para os pegmatitos gráficos. O modelo de “exsolução” por bombeio de sílica (“silica-pump”), a partir de uma sugestão de Tutle & Bowen (1958), segundo os quais a formação de mirmequites se deve a uma reacção posterior à cristalização por “exsolução”, é proposto por Castle & Lindsley (1993). Segundo os autores este modelo é consistente com as temperaturas de formação plutónica de mirmequites, em condições subsolvus. Nestas condições a difusão intracristalina entre Al e Si é potenciada pela presença de sílica em excesso. Este excesso de sílica estaria associado à existência de um reservatório de sílica, que poderá ser o fundido pegmatítico, a matriz de quartzo ou mesmo uma fase fluida aquosa rica em sílica. Os filões da Fregeneda-Almendra 87 Tribe & D’Lemos (1996) referem, no estudo do complexo sin-tectónico quartzo- -diorítico de Channel Islands (Reino-Unido) que as mirmequites se podem ter formado a temperaturas a variar entre 450°–500°C. IV.2.4. “Exsoluções” pertíticas Este fenómeno é particularmente abundante nos filões aplitopegmatíticos do tipo T3 (apófises) e T4 (simples concordantes), aparecendo com maior ou menor frequência nos restantes tipos. Ocorrem essencialmente como lentículas fílmicas, vénulas ou manchas pertíticas (Figura IV.19). As manchas pertíticas são irregulares, com maclas do tipo albite ou periclina. As lentículas fílmicas, mais finas que as vénulas, apresentam espessuras que rondam os 10μm. As “exsoluções” pertíticas estarão relacionadas com a reordenação Si-Al dos feldspatos potássicos monoclínicos de altas temperaturas para estruturas mais ordenadas – triclínicas – mais concretamente microclina (Černý, 1994; Brown & Parsons, 1994). A inversão no ordenamento cristalino dos feldspatos potássicos ocorre aproximadamente aos 450°C (Martin, 1982). No caso da “exsolução” pertítica, a temperatura inicial de “exsolução” está dependente da composição inicial do feldspato potássico e das condições de arrefecimento. O posterior desenvolvimento das lentículas fílmicas e das vénulas pertíticas, para padrões mais grosseiros – manchas pertíticas – deverá iniciar-se a temperaturas que rondam os 450° a 400°C, já no campo de estabilidade da microclina (Černý, 1994). A presença de manchas pertíticas é indicativa da actividade de uma fase fluida, que tende a favorecer a reordenação dos feldspatos, através de processos deutéricos (~ 450°C), aos quais os feldspatos potássicos parecem ser especialmente sensíveis (Brown & Parsons, 1994; Roda & Pesquera, 2001). Estas condições estão já muito próximas das temperaturas em que muitos dos pegmatitos podem ter cristalizado. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 88 Figura IV.17. Crescimento perpendicular ao contacto com rocha encaixante de cristais de petalite e feldspato. Pombal, Escalhão, Portugal. (a escala tem aproximadamente 20 cm). Figura IV.18. Mirmequite em filão do tipo 7 (petalite). Lugar de Vales, Escalhão, Portugal. (Nicóis cruzados). Figura IV.19. Manchas pertíticas em feldspato potássico, típico dos filões intragraníticos (T1). Chãs, Portugal. (Nicóis cruzados). Os filões da Fregeneda-Almendra 89 IV.2.5. Texturas de deformação São várias as texturas associadas aos diferentes tipos de filões do campo aplitopegmatítico da FA, especialmente em fases minerais como o quartzo, feldspatos e micas. A plagioclase apresenta uma série de microestruturas típicas de comportamento dúctil (Hibbard, 1995; Vernon, 2004). Para além das maclas mecânicas, exibem extinção ondulante e “kinking” (Figura IV.20). É também comum na plagioclase o desenvolvimento de subgrãos e bandas de deformação, o que pode significar que esta fase terá sofrido uma reestruturação relativamente fácil, comum na albite ou anortite, ou em plagioclases deformadas a temperaturas superiores a 500° – 550°C (White, 1975). O quartzo mostra frequentemente extinção ondulante, com desenvolvimento habitual de subgrãos e bandas de deformação. Também no caso das micas é possível observar-se efeitos de deformação, tais como extinção ondulante e “kinking” (Figura IV.21). IV.2.6. Discussão As morfologias texturais dos filões aplitopegmatíticos da FA sugerem que a sua cristalização e evolução interna decorreu em condições de subarrefecimento, bem abaixo da Tsolidus de 650° – 700°C atribuída ao sistema granítico-H2O. Os bandados aplitopegmatíticos, o crescimento cristalino tipo “comb” e as texturas granofíricas são testemunhos dessas condições. Como foi referido antes, o desenvolvimento de mirmequites, a reordenação dos feldspatos e “exsolução” pertítica, com posteriores processos deutéricos, parecem indicar temperaturas a variar entre 450° – 500°C. São valores idênticos aos divulgados para a cristalização de outros filões, e. g.:Tanco – 450°C (London, 1986); Little Three – 425°C (Morgan & London, 1999); e, Lalín-Forcarei – 500°C (Fuertes-Fuente & Martín-Izard, 1998; Fuertes-Fuente et al., 2000). O subarrefecimento, tal como referido por Simmons & Webber (2008), pode despoletar em função de diferentes fenómenos. Por gradiente térmico com a rocha encaixante (“thermal quench”), esgotamento químico (”chemical quench”) ou perda de pressão por fracturação ou dilatação do filão (“pressure quench”). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 90 Figura IV.20. Cristal de plagioclase com efeitos de deformação num filão aplitopegmatítico do tipo 6 (simples discordante). Escalhão, Portugal. (Nicóis cruzados). Figura IV.21. Grão de moscovite com “kinking” em filão aplitopegmatítico simples concordante do tipo 6. Chãs, Portugal. (Nicóis cruzados). A turmalinização da rocha encaixante de alguns tipos de filões da FA, pode ser uma das evidências de esgotamento químico, por perda de B do fundido pegmatítico, capaz de gerar subarrefecimento (Rockhold et al., 1987). Também o facto da instalação dos filões ocorrer em estruturas de fracturação regional, pode indiciar variações de pressão, capazes de gerar subarrefecimento. O modelo de nucleação e cristalização oscilatória, controlada por difusão (Webber et al., 1997, 1999) pode justificar a formação do bandado aplitopegmatítico em alguns filões da FA, mais concretamente filões do tipo 9 e tipo 10. Os filões da Fregeneda-Almendra 91 Após a intrusão, e com o subarrefecimento do sistema pegmatítico, gera-se um processo de rápida nucleação heterogénea e crescimento cristalino oscilatório. As primeiras fases minerais a cristalizar são a albite e quartzo, seguido do feldspato potássico (London et al., 1989). As zonas subarrefecidas potenciam as taxas de crescimento da albite, do quartzo e do feldspato potássico. No entanto, a densidade de nucleação para a albite e para o quartzo é superior à do feldspato potássico. Esta diferença tem como resultado as bandas aplíticas ricas em quartzo e albite, às quais se seguem feldspatos com estruturas tipo “comb”. Como o fluido está subsaturado em H2O e outros voláteis (Li e F, e. g.), as primeiras fases a precipitar são anidras. A precipitação dessas fases provoca o progressivo enriquecimento destes elementos excluídos no fundido residual. Estes acumulam-se na “boundary layer” da frente de cristalização, até ao ponto em que atingem a saturação local, estabelecendo assim as condições necessárias para iniciar a cristalização oscilatória. A saturação em H2O, F e Li na frente de cristalização leva à nucleação e crescimento de moscovite-litinífera e quartzo, com menores quantidades de albite, montebrasite e espodumena. Este processo continua enquanto se mantiver a concentração de H2O, F e Li. A acumulação destes voláteis implica a diminuição da taxa de nucleação para o feldspato potássico, mas não do seu crescimento, o que leva à formação de cristais de feldspato com maiores dimensões, desenvolvendo-se subperpendicularmente ao contacto (London, 1992). As texturas granofíricas associadas, atestam que as condições de subarrefecimento e rápida cristalização a partir de um fundido enriquecido em fases voláteis, mas ainda subsaturado, se mantiveram (Fenn, 1986). A formação destas texturas cessa com a diminuição da percentagem de voláteis e com o decréscimo do subarrefecimento, levando a uma cristalização em equilíbrio. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 98 Figura V.1. Projecção das percentagens moleculares dos componentes ortose (Or) – albite (Ab) – anortite (An) do feldspato potássico, com base nas proporções catiónicas de K, Na e Ca, respectivamente. Mineralogia 99 Tabela V.1. Composição química do feldspato potássico dos granitos e filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda- -Almendra. Tipologia dos filões de acordo com a denominação do capítulo IV . Valores obtidos por microssonda electrónica. 1 64,20 17,74 0,07 0,00 0,05 0,00 0,14 16,58 98,77 12,010 3,911 0,011 0,000 0,013 0,000 0,051 3,957 15,922 4,031 98,7 1,3 0,0 3205 4524 d.l. 773 1 63,09 17,88 0,09 0,00 0,06 0,00 0,48 16,17 97,77 11,940 3,988 0,014 0,000 0,016 0,000 0,177 3,904 15,928 4,111 95,7 4,3 0,0 d.l. 4954 d.l. 455 1 63,30 18,36 0,00 0,00 0,07 0,00 0,80 15,33 97,86 11,908 4,071 0,000 0,000 0,021 0,000 0,292 3,679 15,979 3,991 92,7 7,3 0,0 d.l. 4999 388 628 1 63,14 18,09 0,00 0,00 0,08 0,00 0,68 15,57 97,56 11,930 4,029 0,000 0,000 0,022 0,000 0,251 3,753 15,959 4,026 93,7 6,3 0,0 d.l. 5088 d.l. 886 1 64,05 17,43 0,00 0,00 0,03 0,00 0,18 16,19 97,88 12,067 3,870 0,000 0,000 0,009 0,000 0,065 3,891 15,937 3,965 98,4 1,6 0,0 2106 4702 d.l. d.l. M 64,30 17,93 0,00 0,07 0,06 0,00 0,49 15,74 98,59 11,997 3,943 0,000 0,011 0,015 0,000 0,177 3,746 15,940 3,950 95,5 4,5 0,0 d.l. 6087 d.l. 1440 M 64,30 18,20 0,07 0,00 0,08 0,00 0,95 15,41 99,00 11,956 3,988 0,010 0,000 0,021 0,000 0,343 3,655 15,944 4,030 91,4 8,6 0,0 d.l. 5649 d.l. 451 M 64,41 17, 8 3 0,00 0,07 0,08 0,00 0,57 15,95 98,92 12,004 3,916 0,000 0,011 0,023 0,000 0,207 3,792 15,920 4,033 94,8 5,2 0,0 d.l. 5767 d.l. 1270 M 64,62 17,65 0,00 0,00 0,03 0,00 0,33 16,19 98,82 12,055 3,881 0,000 0,000 0,008 0,000 0,120 3,853 15,935 3,981 97,0 3,0 0,0 d.l. 5178 d.l. 1112 F 64,18 17,93 0,00 0,00 0,07 0,00 0,80 15,47 98,45 11,995 3,950 0,000 0,000 0,020 0,000 0,288 3,688 15,944 3,997 92,7 7,3 0,0 d.l. 5584 d.l. 686 F 64,10 17,95 0,10 0,00 0,04 0,00 0,54 15,34 98,07 12,002 3,961 0,015 0,000 0,012 0,000 0,197 3,664 15,963 3,888 94,9 5,1 0,0 3476 5048 337 967 F 64,27 17,84 0,00 0,00 0,07 0,00 0,72 15,49 98,39 12,021 3,933 0,000 0,000 0,020 0,000 0,262 3,696 15,954 3,978 93,4 6,6 0,0 d.l. 4382 d.l. 478 F 63,93 18,1 5 0,00 0,00 0,06 0,00 0,40 16,59 99,13 11,938 3,995 0,000 0,000 0,017 0,000 0,144 3,952 15,933 4,113 96,5 3,5 0,0 d.l. 4860 d.l. 528 F 64,12 18,02 0,00 0,00 0,05 0,00 0,79 15,79 98,77 11,969 3,965 0,000 0,000 0,013 0,000 0,285 3,760 15,934 4,058 93,0 7,0 0,0 2159 4056 d.l. 1520 F wt% 63,71 17,95 0,00 0,00 0,04 0,00 0,58 15,73 98,01 32 O 11,986 3,980 0,000 0,000 0,011 0,000 0,210 3,775 15,967 3,997 94,7 5,3 0,0 d.l. 3706 d.l. 638 TIPO SiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Total Si Al Fe2+ Mn Mg Ca Na K Z X %Or %Ab %An Rb* Sr* Cs* Ba* Fgranito de Feli; M – granito de Mêda; * - ppm; d.l. – abaixo do limite de detecção. (continua na página seguinte) Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 100 Ba* Cs * Sr* Rb* %An %Ab %Or X Z K Na Ca Mg Mn Fe2+ Al Si Total K2O Na2O CaO MgO MnO FeO Al2O3 SiO 2 TIPO 1563 d.l. 7231 d.l. 0,0 1,9 98,1 3,899 15,974 3,806 0,074 0,000 0,019 0,000 0,000 4,023 11,951 98,37 15,95 0,21 0,00 0,07 0,00 0,00 18,25 63,90 2 2928 295 5271 1781 0,0 1,7 98,3 4,034 15,959 3,946 0,068 0,000 0,020 0,000 0,000 4,103 11,856 97,19 16,27 0,18 0,00 0,07 0,00 0,00 18,31 62,36 2 3150 d.l. 5485 d.l. 0,0 2,2 97,8 3,851 15,993 3,750 0,086 0,000 0,016 0,000 0,000 4,032 11,962 98,58 15,77 0,24 0,00 0,06 0,00 0,00 18,35 64,17 2 923 d.l. 5848 d.l. 0,0 1,8 98,2 3,877 15,980 3,774 0,071 0,000 0,024 0,008 0,000 3,997 11,983 97,63 15,70 0,19 0,00 0,09 0,05 0,00 18,00 63,60 2 332 d.l. 4746 d.l. 0,0 1,8 98,2 3,815 16,013 3,727 0,067 0,000 0,021 0,000 0,000 4,012 12,000 98,94 15,73 0,19 0,00 0,08 0,00 0,00 18,33 64,62 2 d.l. 321 4992 d.l. 0,0 9,0 91,0 4,076 15,970 3,696 0,364 0,000 0,016 0,000 0,000 4,106 11,865 98,17 15,42 1,00 0,00 0,06 0,00 0,00 18,54 63,15 3 517 326 5394 d.l. 0,0 8,5 91,5 4,059 15,948 3,695 0,345 0,000 0,009 0,010 0,000 4,022 11,926 98,19 15,43 0,95 0,00 0,03 0,06 0,00 18,18 63,54 3 545 377 4893 d.l. 0,0 9,7 90,3 4,046 15,971 3,616 0,387 0,000 0,028 0,015 0,000 4,112 11,858 97,87 15,06 1,06 0,00 0,10 0,10 0,00 18,54 63,01 3 918 d.l. 4894 d.l. 0,0 6,2 93,8 4,050 15,941 3,763 0,250 0,000 0,011 0,026 0,000 3,989 11,951 99,28 15,87 0,69 0,00 0,04 0,17 0,00 18,21 64,30 4 794 d.l. 5123 d.l. 0,0 6,8 93,2 4,070 15,937 3,780 0,278 0,000 0,012 0,000 0,000 3,974 11,963 98,87 15,88 0,77 0,00 0,04 0,00 0,00 18,07 64,11 4 d.l. d.l. 4543 d.l. 0,0 8,4 91,6 4,114 15,946 3,754 0,344 0,000 0,016 0,000 0,000 4,030 11,916 98,78 15,74 0,95 0,00 0,06 0,00 0,00 18,29 63,74 4 1054 d.l. 5835 d.l. 0,0 9,4 90,6 3,920 15,974 3,516 0,367 0,000 0,019 0,019 0,000 4,020 11,954 98,92 14,86 1,02 0,00 0,07 0,12 0,00 18,39 64,46 4 d.l. d.l. 1153 10790 0,0 8,8 91,2 3,926 16,003 3,570 0,343 0,000 0,013 0,000 0,000 4,123 11,880 98,22 14,97 0,95 0,00 0,05 0,00 0,00 18,71 63,55 6 469 d.l. 1294 7585 0,0 7,8 92,2 3,924 16,012 3,603 0,305 0,000 0,016 0,000 0,000 4,130 11,882 98,45 15,13 0,84 0,00 0,06 0,00 0,00 18,77 63,65 6 * - ppm; d.l. - abaixo do limite de detecção; n.a. – não analisado. (continua na página seguinte) 842 d.l. 1274 10059 0,0 7,6 92,4 3,935 15,983 3,611 0,297 0,000 0,018 0,000 0,010 4,073 11,910 32 O 98,15 15,12 0,82 0,00 0,06 0,00 0,06 18,46 63,63 wt % 6 Tabela V.1. (continuação) Mineralogia 101 Tabela V.1. (continuação) 9 64,11 18,13 0,00 0,31 0,00 0,00 0,31 15,59 98,22 12,010 4,003 0,006 0,007 0,000 0,000 0,114 3,726 16,012 3,852 97,0 3,0 0,0 1612 n.a. 1097 d.l. 9 63,75 18,11 0,00 0,29 0,00 0,00 0,29 15,93 98,14 11,994 4,017 0,010 0,000 0,000 0,000 0,105 3,824 16,011 3,938 97,3 2,7 0,0 1284 n.a. 313 d.l. 9 64,25 17,87 0,00 0,31 0,00 0,00 0,31 15,78 98,29 12,047 3,948 0,013 0,000 0,000 0,000 0,111 3,775 15,995 3,900 97,1 2,9 0,0 1673 n.a. 365 d.l. 9 64,38 18,30 0,00 0,40 0,00 0,00 0,40 15,62 98,71 12,009 4,024 0,000 0,000 0,000 0,000 0,144 3,718 16,033 3,862 96,3 3,7 0,0 764 n.a. 939 d.l. 8 64,95 18,39 0,00 0,00 0,05 0,00 0,34 15,40 99,13 12,021 4,012 0,000 0,000 0,014 0,000 0,121 3,636 16,033 3,771 96,8 3,2 0,0 1232 1669 d.l. 457 8 64,22 18,30 0,00 0,00 0,10 0,00 0,55 15,63 98,80 11,976 4,022 0,000 0,000 0,027 0,000 0,198 3,718 15,998 3,944 94,9 5,1 0,0 860 1835 d.l. 0 8 64,62 18,27 0,00 0,00 0,06 0,00 0,35 15,94 99,24 11,998 3,998 0,000 0,000 0,017 0,000 0,126 3,776 15,996 3,919 96,8 3,2 0,0 1296 1875 720 432 7 64,09 18,22 0,00 0,03 0,00 0,00 0,33 15,64 98,32 12,012 4,026 0,000 0,005 0,000 0,000 0,119 3,740 16,038 3,864 96,9 3,1 0,0 443 n.a. 52 d.l. 7 64,45 18,35 0,13 0,03 0,00 0,02 0,28 16,17 99,43 11,974 4,017 0,021 0,005 0,000 0,004 0,101 3,832 15,991 3,962 97,3 2,6 0,1 1676 n.a. 805 d.l. 7 63,63 18,55 0,00 0,00 0,00 0,00 0,43 15,78 98,39 11,937 4,102 0,000 0,000 0,000 0,000 0,158 3,776 16,039 3,933 96,0 4,0 0,0 423 n.a. 468 d.l. 7 63,59 18,15 0,06 0,00 0,00 0,02 0,32 15,93 98,06 11, 981 4,031 0,009 0,000 0,000 0,004 0,117 3,828 16, 012 3,959 96,9 3,0 0,1 379 n.a. 26 299 7 63,94 18,35 0,03 0,00 0,00 0,00 0,33 15,62 98,26 11,982 4,052 0,005 0,000 0,000 0,000 0,118 3,734 16,034 3,857 96,9 3,1 0,0 1182 n.a. d.l. d.l. 7 63,57 18,69 0,02 0,12 0,00 0,00 0,71 15,89 99,02 11, 876 4,116 0,004 0,020 0,000 0,000 0,258 3,787 15, 992 4,069 93,6 6,4 0,0 1777 n.a. d.l. d.l. 7 66,24 18,54 0,00 0,05 0,07 0,00 0,36 13,66 98,92 12,133 4,003 0,000 0,008 0,020 0,000 0,127 3,192 16,136 3,347 96,2 3,8 0,0 1392 1034 544 487 7 wt% 67,44 18,56 0,09 0,00 0,06 0,00 0,26 13,08 99,49 32 O 12, 209 3,960 0,014 0,000 0,017 0,000 0,090 3,021 16, 169 3,142 97,1 2,9 0,0 1518 2196 134 d.l. TIPO SiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Total Si Al Fe2+ Mn Mg Ca Na K Z X %Or %Ab %An Rb* Sr* Cs* Ba * * - ppm; d.l. – abaixo do limite de detecção; n.a. – não analisado. (continua na página seguinte) Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 102 Ba* Cs * Sr* Rb* %An %Ab %Or X Z K Na Ca Mg Mn Fe2+ Al Si Total K2O Na2O CaO MgO MnO FeO Al2O3 SiO 2 TIPO 945 417 n.a. 1720 0,0 7,5 92,5 3,963 15,980 3,664 0,296 0,000 0,000 0,002 0,000 4,029 11, 951 98,61 15,39 0,82 0,00 0,00 0,82 0,00 18,32 64,06 9 d.l. 340 n.a. 1600 0,0 2,9 97,1 3,818 16,040 3,704 0,109 0,000 0,000 0,006 0,000 4,009 12, 032 98,04 15,47 0,30 0,00 0,00 0,30 0,00 18,12 64,11 9 d.l. 1408 n.a. 1791 0,0 4,5 95,4 3,852 16,007 3,677 0,174 0,001 0,000 0,000 0,000 3,954 12,053 98,15 15,39 0,48 0,01 0,00 0,48 0,01 17,91 64,36 9 d.l. 549 n.a. 2455 0,0 2,4 97,6 3,859 16,008 3,766 0,093 0,000 0,000 0,001 0,000 3,929 12,079 98,01 15,71 0,25 0,00 0,00 0,01 0,00 17,75 64,29 9 d.l. 774 n.a. 2564 0,0 2,9 97,1 3,892 16,009 3,780 0,112 0,000 0,000 0,000 0,000 3,970 12,040 98,48 15,84 0,31 0,00 0,00 0,00 0,00 18,00 64,34 9 841 441 1229 1727 0,0 3,3 96,7 3,927 15,926 3,776 0,128 0,000 0,008 0,000 0,015 3,728 12,198 98,71 15,87 0,35 0,00 0,03 0,00 0,10 16,96 65,40 9 d.l. 378 1645 2431 0,0 3,1 96,9 3,612 16,025 3,486 0,110 0,000 0,016 0,000 0,000 3,804 12, 220 98,09 14,69 0,31 0,00 0,06 0,00 0,00 17,35 65,69 9 d.l. 404 1971 1924 0,0 2,3 97,7 3,496 16,054 3,390 0,080 0,000 0,017 0,000 0,009 3,818 12,236 98,69 14,41 0,22 0,00 0,06 0,00 0,06 17,57 66,36 9 d.l. 118 1647 1366 0,0 2,2 97,8 4,012 15,884 3,909 0,087 0,000 0,016 0,000 0,000 3,634 12, 250 97,98 16,27 0,24 0,00 0,06 0,00 0,00 16,37 65,04 10 365 109 1925 1678 0,0 2,7 97,3 3,813 15,992 3,696 0,101 0,000 0,016 0,000 0,000 3,875 12, 117 98,20 15,49 0,28 0,00 0,06 0,00 0,00 17,58 64,79 10 995 524 2078 878 0,0 2,6 97,4 3,864 15,983 3,751 0,099 0,000 0,014 0,000 0,000 3,895 12,088 99,41 15,89 0,28 0,00 0,05 0,00 0,00 17,86 65,33 10 632 319 2046 882 0,0 2,4 97,6 3,864 15,991 3,742 0,093 0,000 0,017 0,000 0,012 3,935 12, 057 99,06 15,79 0,26 0,00 0,06 0,00 0,08 17,97 64,90 10 339 d.l. 1947 948 0,0 3,5 96,5 3,366 16,129 3,234 0,117 0,000 0,015 0,000 0,000 3,990 12, 140 98,12 13,72 0,33 0,00 0,05 0,00 0,00 18,32 65,70 11 339 d.l. 1891 1136 0,0 5,6 94,4 3,813 15,993 3,581 0,213 0,000 0,019 0,000 0,000 3,899 12,095 98,43 15,07 0,59 0,00 0,07 0,00 0,00 17,76 64,94 11 * - ppm; d.l. - abaix o do limite de detecção; n.a. – não analisado 479 d.l. 2190 1243 0,0 3,9 96,1 3,587 16,080 3,430 0,139 0,000 0,019 0,000 0,000 4,005 12, 075 32 O 98,74 14,55 0,39 0,00 0,07 0,00 0,00 18,39 65,35 wt % 11 Tabela V.1. (continuação) Mineralogia 103 Pelo contrário, os filões litiníferos exibem feldspatos potássicos mais ricos em Cs (240 – 552 ppm; n = 51) e Rb (1129 – 1788 ppm; n = 51). Dentro deste grupo de filões observa-se a definição de uma linha de evolução química comum, evidente na projecção da razão K/Rb vs. Rb (Figura V.2). Figura V.2. Razão K/Rb vs. Rb para o feldspato potássico dos filões aplitopegmatíticos mineralizados em lítio. O enriquecimento em Rb dos filões aplitopegmatíticos simples discordantes (tipo 6) com valores superiores a qualquer outro tipo de filão, faz suspeitar que muitos destes corpos filonianos do tipo 6, sem mineralização aparente à superfície, possam conter mineralizações mais complexas em níveis não aflorantes A composição da plagioclase dos diferentes tipos de granitos e filões analisados não exibe diferenças significativas, correspondendo ao termo albite, com valores que variam entre An0,0-1,0 (Figura V.3 e Tabela V.2). Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 104 Figura V.3. Projecção das percentagens moleculares dos componentes ortose (Or) – albite (Ab) – anortite (An) da plagioclase, com base nas proporções catiónicas de K, Na e Ca, respectivamente. V.1.3. Discussão Os resultados obtidos com os elementos traço, essencialmente no feldspato potássico, encaixam na afirmação de Kretz (1970), segundo o qual, “seja qual for o tipo de pegmatito, os padrões de acumulação de determinados elementos tanto parece ser em parte sistemática, como parcialmente errática”. A dispersão encontrada nos dados e correlações dos diferentes elementos, especialmente nos aplitopegmatitos mais simples – sem mineralização litinífera – pode estar relacionada com diversos factores: erros analíticos; reacções subsolidus de reordenamento Si-Al; dificuldades de detecção através de microssonda electrónica de determinados elementos. Martin (1982), Černý (1994) e London (2008) referem estes, entre outros, como factores que podem levar a resultados difíceis de interpretar. Mineralogia 105 Tabela V.2. Composição química da plagioclase dos granitos e filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Tipologia dos filões de acordo com a denominação do capítulo IV. Valores obtidos por microssonda electrónica. 7 67,51 19,95 0,00 0,00 0,00 0,23 11,73 0,09 99,50 11,864 4,131 0,000 0,000 0,000 0,044 3,997 0,019 15,995 4,060 0,5 98,5 1,1 7 68,15 19,63 0,00 0,01 0,00 0,01 11,69 0,07 99,55 11,953 4,058 0,000 0,001 0,000 0,002 3,974 0,016 16, 011 3,993 0,4 99,5 0,1 7 67,95 19,43 0,00 0,04 0,00 0,04 12,02 0,14 99,63 11,932 4,022 0,000 0,006 0,000 0,007 4,092 0,032 15,953 4,138 0,8 99,1 0,2 7 67,82 19,97 0,00 0,00 0,00 0,01 11,94 0,07 99,80 11,883 4,124 0,000 0,000 0,000 0,001 4,056 0,016 16,007 4,073 0,4 99,6 0,0 7 68,36 19,50 0,00 0,06 0,00 0,00 11,95 0,07 99,95 11,961 4,022 0,000 0,009 0,000 0,000 4,053 0,016 15,982 4,079 0,4 99,6 0,0 7 67,07 19,18 0,00 0,00 0,00 0,04 11,61 0,09 97,99 11,948 4,028 0,000 0,000 0,000 0,007 4,010 0,020 15,976 4,037 0,5 99,3 0,2 7 68,91 19,75 0,02 0,00 0,00 0,07 12,03 0,05 100,83 11,951 4,036 0,003 0,000 0,000 0,013 4,044 0,012 15, 987 4,072 0,3 99,4 0,3 7 69,46 18,83 0,02 0,00 0,00 0,04 11,96 0,05 100,36 12,082 3,860 0,003 0,000 0,000 0,008 4,035 0,010 15,942 4,056 0,3 99,5 0,2 7 68,20 19,46 0,00 0,00 0,00 0,04 11,77 0,07 99,54 11,958 4,021 0,000 0,000 0,000 0,008 4,003 0,015 15,980 4,026 0,4 99,4 0,2 7 68,73 19,17 0,05 0,00 0,00 0,11 11,59 0,17 99,82 12,028 3,955 0,007 0,000 0,000 0,021 3,931 0,039 15,983 3,997 1,0 98,5 0,5 6 68,43 18,98 0,05 0,00 0,00 0,05 11,94 0,13 99,58 12,003 3,925 0,007 0,000 0,000 0,009 4,062 0,030 15,929 4,107 0,7 99,1 0,2 6 68,65 19,29 0,00 0,00 0,00 0,00 11,44 0,09 99,46 12,034 3,986 0,000 0,000 0,000 0,000 3,888 0,019 16,020 3,907 0,5 99,5 0,0 6 69,04 19,23 0,02 0,00 0,00 0,02 11,36 0,09 99,75 12,059 3,959 0,003 0,000 0,000 0,003 3,847 0,019 16,018 3,872 0,5 99,4 0,1 6 68,21 18,81 0,01 0,00 0,00 0,01 11,55 0,05 98,63 12,064 3,922 0,001 0,000 0,000 0,002 3,960 0,012 15,986 3,974 0,3 99,7 0,0 6 68,25 19,00 0,02 0,00 0,00 0,06 11,07 0,11 98,50 12,067 3,959 0,003 0,000 0,000 0,011 3,795 0,026 16,026 3,834 0,7 99,0 0,3 4 69,43 19,73 0,00 0,00 0,07 0,15 11,30 0,11 100,79 12,002 4,020 0,000 0,000 0,019 0,028 3,787 0,023 16, 022 3,858 0,6 98,7 0,7 4 wt% 69,37 19,56 0,00 0,00 0,07 0,00 11,42 0,07 100,49 32 O 12,028 3,997 0,000 0,000 0,018 0,000 3,839 0,015 16,025 3,873 0,4 99,6 0,0 TIPO SiO2 Al 2 O 3 FeO MnO MgO Ca O Na2O K2O Total Si Al Fe2+ Mn Mg Ca Na K Z X %Or %Ab %An (continua na página seguinte) Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 106 %An %Ab %Or X Z K Na Ca Mg Mn Fe2+ Al Si Tot al K2O Na2O Ca O MgO MnO FeO Al2O3 SiO 2 TIPO 0,0 99,4 0,6 4,035 15,991 0,023 4,011 0,000 0,000 0,000 0,000 4,000 11,991 99,87 0,10 11,83 0,00 0,00 0,00 0,00 19,40 68,54 8 1,0 98,1 0,8 4,284 15,865 0,034 4,033 0,043 0,000 0,153 0,020 4,021 11,844 98,94 0,15 11,69 0,23 0,00 1,01 0,13 19,17 66,55 8 0,1 97,3 2,5 4,184 15,934 0,106 4,073 0,006 0,000 0,000 0,000 3,933 12,001 99,57 0,47 11,93 0,03 0,00 0,00 0,00 18,96 68,18 8 0,0 99,4 0,6 4,126 15,956 0,024 4,096 0,001 0,000 0,005 0,000 3,973 11,983 99,98 0,11 12,08 0,01 0,00 0,03 0,00 19,27 68,50 8 0,4 98,7 0,8 3,876 16,004 0,032 3,815 0,017 0,013 0,000 0,000 3,922 12,082 100,71 0,14 11,37 0,09 0,05 0,00 0,00 19,23 69,82 8 0,9 98,6 0,5 3,837 16,040 0,020 3,784 0,033 0,000 0,000 0,000 4,033 12,007 100,28 0,09 11,23 0,18 0,00 0,00 0,00 19,69 69,09 8 0,3 98,9 0,7 3,955 16,012 0,029 3,870 0,013 0,014 0,015 0,014 4,067 11,945 100,39 0,13 11,47 0,07 0,05 0,10 0,10 19,83 68,64 8 0,3 99,2 0,5 3,893 16,006 0,018 3,833 0,013 0,020 0,000 0,009 3,962 12,045 100,88 0,08 11,44 0,07 0,08 0,00 0,06 19,45 69,70 8 0,1 99,5 0,4 4,113 15,952 0,016 4,092 0,003 0,000 0,000 0,001 3,999 11,953 99,51 0,07 12,02 0,02 0,00 0,00 0,01 19,32 68,07 9 0,7 98,7 0,6 4,197 15,963 0,027 4,138 0,029 0,000 0,000 0,003 4,122 11,841 100,13 0,12 12,20 0,16 0,00 0,00 0,02 19,98 67,66 9 0,2 99,6 0,2 4,172 15,972 0,010 4,139 0,008 0,000 0,011 0,005 4,089 11,883 99,76 0,04 12,15 0,04 0,00 0,07 0,03 19,75 67,66 9 0,8 98,7 0,5 4,229 15,963 0,019 4,171 0,035 0,000 0,000 0,005 4,129 11,834 100,34 0,09 12,30 0,19 0,00 0,00 0,03 20,04 67,69 9 0,1 99,5 0,4 3,898 16,044 0,015 3,873 0,004 0,000 0,000 0,007 4,092 11,952 100,31 0,07 11,48 0,02 0,00 0,00 0,05 19,96 68,72 10 0,0 99,7 0,3 4,081 15,968 0,014 4,067 0,000 0,000 0,000 0,001 3,957 12,011 100,69 0,06 12,08 0,00 0,00 0,00 0,00 19,34 69,20 10 0,0 99,6 0,4 4,000 16,002 0,014 3,983 0,000 0,000 0,000 0,003 4,015 11,988 101,31 0,07 11,92 0,00 0,00 0,00 0,02 19,76 69,54 10 0,4 99,2 0,4 4,014 15,986 0,017 3,983 0,014 0,000 0,000 0,000 3,974 12,013 98,87 0,08 11,63 0,08 0,00 0,00 0,00 19,08 68,00 10 0,3 99,2 0,5 3,967 16,011 0,018 3,935 0,014 0,000 0,000 0,000 4,023 11,988 32 O 98,91 0,08 11,50 0,07 0,00 0,00 0,00 19,34 67,92 wt% 10 Tabela V.2. (continuação.) Mineralogia 107 São estes factos, entre outros, que tal como referido no início deste subcapítulo dedicado aos feldspatos, que London (2008) afirma que se é comummente aceite que os aspectos químicos e estruturais do feldspato potássico tende a modificar ou ser obliterado, o uso destes como marcadores do fraccionamento pegmatítico deve ser feito com cautela ou deve mesmo ser evitado. Apesar de todos estes argumentos acima expostos, a principal razão não residirá num desses factores, mas principalmente no tipo de metodologia escolhido. A determinação dos elementos traço não deveria ter sido realizada unicamente através de microssonda electrónica, mas sim complementada com outros métodos, e.g., espectrometrias de emissão com plasma DCP (Direct Coupled Plasma) ou ICP (Inductively Coupled Plasma). No entanto, e apesar de todas estas condicionantes, pode-se afirmar através da análise do gráfico K/Rb vs. Rb (Figura V.2), que existe uma sequência de fraccionamento no conjunto dos aplitopegmatitos com lítio, o que faz prever uma relação petrogenética, pelo menos para estes filões aplitopegmatíticos do campo da Fregeneda–Almendra. O aumento da proporção albite/feldspato potássico, coincide com o aumento da distância aos granitos da área, e entrada progressiva na zona de afloramento dos filões aplitopegmatíticos litiníferos, mineralogicamente mais enriquecidos – T7, T8, T9 e T10. Este enriquecimento da albite sobre o feldspato potássico nos aplitopegmatitos mais distantes, e geoquimicamente mais evoluídos, é também referido por Černý et al. (2005) e poderá estar relacionada com a progressiva acumulação de voláteis nos fundidos residuais, nomeadamente o B, P e F (London, 1989; London, 2005a). Segundo este autor, a acumulação destes voláteis provoca a mudança na composição do fundido para teores mais sódicos, levando a que as fases cristalinas se tornem equivalentemente potássicas. Aquando da cristalização do fundido rico em fundentes, a plagioclase sódica já predomina, acabando o restante K existente no fundido por entrar na estrutura das micas. Analisando, ainda que com algumas reservas, os teores obtidos para os elementos traço do feldspato potássico, pode-se afirmar que os filões quartzo- -andaluzíticos (T2), as apófises aplitopegmatíticas (T3) e os filões simples concordantes (T4) são os filões menos evoluídos, apresentando os valores de Cs e Rb mais baixos. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 114 Tabela V.3. (continuação) TIPO 2 2 2 2 2 2 3 3 3 3 3 4 4 4 Mica Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms wt% SiO2 45,50 45,45 45,11 45,08 45,10 45,00 46,05 45,91 45,99 45,86 45,88 46,02 45,82 45,29 TiO2 0,17 0,18 0,18 0,19 0,25 0,21 0,15 0,17 0,14 0,22 0,11 0,25 0,20 0,05 Al2O3 35,52 34,92 35,36 34,93 35,25 35,24 35,00 35,28 35,56 34,76 35,27 34,96 35,37 35,76 FeO 0,86 0,86 0,90 0,88 0,88 0,81 1,43 1,29 1,52 1,28 1,44 1,09 1,20 1,26 MnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,11 0,00 0,00 0,00 0,00 0,12 0,07 0,00 0,00 0,00 MgO 0,64 0,61 0,60 0,62 0,70 0,61 0,53 0,54 0,51 0,59 0,57 0,49 0,48 0,16 ZnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,21 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 CaO 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Li2O* 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,15 0,18 0,19 0,16 0,12 0,23 0,19 0,14 Na2O 1,11 1,04 1,13 1,07 1,04 1,04 0,82 0,82 0,60 0,84 0,91 0,97 0,85 0,68 K2O 9,08 9,19 9,08 9,16 8,92 9,33 9,67 9,66 10,09 9,61 9,91 9,91 9,57 9,85 BaO 0,18 0,11 0,20 0,14 0,21 0,17 0,08 0,08 0,11 0,07 0,05 0,09 0,04 0,10 Rb2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Cs2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 F 0,00 0,00 0,00 0,07 0,00 0,00 0,49 0,56 0,58 0,52 0,45 0,65 0,58 0,49 O=F 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,21 0,24 0,24 0,22 0,19 0,27 0,24 0,21 H2O† 4,43 4,40 4,41 4,35 4,40 4,40 4,22 4,20 4,21 4,19 4,25 4,15 4,18 4,20 Total 97,51 96,76 96,97 96,46 96,85 96,81 98,38 98,67 99,26 98,00 98,85 98,54 98,24 97,77 24 (O, OH, F) Si 6,153 6,193 6,140 6,168 6,142 6,140 6,197 6,165 6,149 6,196 6,160 6,188 6,164 6,134 IVAl 1,847 1,807 1,860 1,832 1,858 1,860 1,803 1,835 1,851 1,804 1,840 1,812 1,836 1,866 (Z) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 VIAl 3,815 3,801 3,813 3,801 3,800 3,808 3,749 3,748 3,753 3,730 3,741 3,728 3,773 3,842 Ti 0,017 0,019 0,019 0,020 0,025 0,021 0,015 0,018 0,014 0,022 0,011 0,025 0,020 0,005 Fe2+ 0,097 0,098 0,102 0,100 0,100 0,092 0,161 0,144 0,170 0,145 0,162 0,122 0,135 0,143 Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,013 0,000 0,000 0,000 0,000 0,013 0,008 0,000 0,000 0,000 Mg 0,128 0,124 0,123 0,126 0,143 0,124 0,106 0,108 0,101 0,119 0,115 0,099 0,097 0,032 Li* 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,079 0,098 0,104 0,086 0,066 0,123 0,104 0,078 Zn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,021 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 (Y) 4,058 4,042 4,057 4,047 4,081 4,045 4,110 4,137 4,142 4,115 4,103 4,097 4,128 4,100 Ca 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Na 0,292 0,274 0,298 0,285 0,274 0,276 0,214 0,213 0,156 0,221 0,236 0,253 0,222 0,178 K 1,567 1,598 1,577 1,599 1,550 1,624 1,660 1,655 1,721 1,656 1,697 1,700 1,642 1,702 Rb 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Cs 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 (X) 1,861 1,872 1,875 1,883 1,824 1,900 1,874 1,868 1,877 1,877 1,933 1,953 1,865 1,880 F 0,000 0,000 0,000 0,032 0,000 0,000 0,210 0,238 0,246 0,221 0,192 0,275 0,246 0,209 OH 4,000 4,000 4,000 3,968 4,000 4,000 3,790 3,762 3,754 3,779 3,808 3,725 3,754 3,791 * - Calculado segundo a fórmula Li2O = 0,5387F - 0,1205; † - Calculado; Ms – moscovite. ( continua na p á g ina se g uinte ) Mineralogia 115 Tabela V.3. (continuação) TIPO 4 4 6 6 6 6 7 7 7 7 7 7 8 8 Mica Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms wt% SiO2 46,56 46,55 45,28 45,81 45,17 44,62 44,82 45,59 44,53 45,39 45,77 44,83 45,97 45,15 TiO2 0,00 0,13 0,00 0,00 0,00 0,00 0,13 0,00 0,06 0,14 0,06 0,10 0,58 0,00 Al2O3 37,07 36,36 37,08 36,47 36,88 36,40 36,86 37,83 37,15 37,11 37,41 35,99 31,96 36,01 FeO 0,84 1,19 0,41 1,03 0,64 0,68 0,88 0,30 0,71 0,82 0,55 0,99 1,95 0,91 MnO 0,00 0,00 0,08 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 MgO 0,31 0,39 0,00 0,07 0,09 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 1,29 0,20 ZnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,10 0,00 0,13 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,09 CaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,12 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 Li2O* 0,00 0,14 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,01 0,09 0,00 0,00 0,06 0,00 0,00 Na2O 0,79 0,78 0,79 0,39 0,48 0,43 0,46 0,38 0,33 0,40 0,29 0,45 0,39 0,50 K2O 9,20 9,72 9,72 10,26 9,92 9,89 10,63 10,77 10,61 10,57 10,67 10,63 10,55 10,80 BaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,08 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 n. a. n. a. Rb2O 0,25 0,00 0,00 0,00 0,32 0,43 0,32 0,00 0,34 0,36 0,00 0,42 0,00 0,08 Cs2O 0,00 0,00 0,00 0,09 0,16 0,12 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,03 0,01 F 0,08 0,49 0,14 0,15 0,06 0,11 0,33 0,24 0,38 0,19 0,21 0,34 0,18 0,18 O=F 0,04 0,21 0,06 0,06 0,03 0,05 0,14 0,10 0,16 0,08 0,09 0,14 0,07 0,07 H2O† 4,50 4,30 4,39 4,40 4,42 4,34 4,29 4,40 4,25 4,39 4,41 4,24 4,28 4,35 Total 99,56 99,85 97,83 98,61 98,30 97,17 98,77 99,42 98,29 99,29 99,33 97,97 97,12 98,20 24 (O, OH, F) Si 6,151 6,155 6,093 6,145 6,087 6,088 6,039 6,057 6,018 6,069 6,089 6,097 6,321 6,113 IVAl 1,849 1,845 1,907 1,855 1,913 1,912 1,961 1,943 1,982 1,931 1,911 1,903 1,679 1,887 (Z) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 VIAl 3,923 3,820 3,974 3,910 3,945 3,942 3,892 3,982 3,892 3,918 3,954 3,865 3,500 3,859 Ti 0,000 0,013 0,000 0,000 0,000 0,000 0,013 0,000 0,013 0,014 0,006 0,011 0,060 0,000 Fe2+ 0,092 0,132 0,046 0,115 0,072 0,077 0,099 0,033 0,099 0,091 0,062 0,113 0,224 0,103 Mn 0,000 0,000 0,009 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 Mg 0,060 0,077 0,000 0,015 0,018 0,005 0,000 0,000 0,000 0,000 0,007 0,000 0,264 0,040 Li* 0,000 0,076 0,000 0,000 0,000 0,000 0,031 0,006 0,031 0,000 0,000 0,034 0,000 0,000 Zn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,010 0,000 0,013 0,000 0,013 0,000 0,000 0,000 0,000 0,009 (Y) 4,076 4,118 4,029 4,041 4,045 4,025 4,049 4,021 4,049 4,023 4,029 4,023 4,049 4,013 Ca 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,017 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,003 0,000 Na 0,202 0,199 0,205 0,102 0,126 0,113 0,121 0,098 0,121 0,104 0,076 0,119 0,104 0,130 K 1,551 1,639 1,669 1,756 1,706 1,722 1,828 1,825 1,828 1,803 1,811 1,845 1,851 1,865 Rb 0,021 0,000 0,000 0,000 0,028 0,038 0,028 0,000 0,028 0,031 0,000 0,037 0,000 0,007 Cs 0,000 0,000 0,000 0,005 0,009 0,007 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,002 0,000 (X) 1,774 1,839 1,874 1,863 1,869 1,897 1,976 1,923 1,976 1,938 1,886 2,002 1,960 2,002 F 0,035 0,204 0,059 0,062 0,026 0,048 0,141 0,103 0,163 0,082 0,088 0,146 0,076 0,076 OH 3,965 3,796 3,941 3,939 3,974 3,952 3,859 3,896 3,835 3,918 3,910 3,850 3,924 3,924 * - Calculado segundo a fórmula Li2O = 0,5387F - 0,1205; † - Calculado; Ms – moscovite; n.a. – não analisado. ( continua na p á g ina se g uinte ) Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 116 Tabela V.3. (continuação) TIPO 8 8 8 8 9 9 9 9 9 9 9 9 9 9 Mica Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms MsLi MsLi MsLi MsLi wt% SiO2 45,69 45,93 45,73 45,47 45,44 45,38 45,32 46,53 45,21 44,95 47,19 49,72 48,96 49,37 TiO2 0,00 0,00 0,00 0,03 0,06 0,12 0,00 0,00 0,13 0,00 0,00 0,00 0,01 0,06 Al2O3 37,19 36,63 36,81 36,44 37,81 37,79 37,41 36,16 37,03 36,23 30,63 24,01 25,58 24,67 FeO 0,61 0,76 0,62 0,62 0,29 0,52 0,34 0,82 1,29 1,08 0,30 1,08 1,04 1,04 MnO 0,01 0,15 0,00 0,04 0,00 0,00 0,01 0,07 0,12 0,30 0,28 0,58 0,75 0,59 MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 ZnO 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,02 0,01 0,06 0,00 0,00 0,00 0,32 0,36 CaO 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 Li2O* 0,00 0,00 0,04 0,03 0,06 0,11 0,03 0,28 0,03 0,00 2,10 4,40 3,75 4,52 Na2O 0,66 0,58 0,55 0,77 0,49 0,42 0,48 0,39 0,87 0,36 0,19 0,16 0,20 0,20 K2O 10,43 10,42 10,44 10,14 10,57 10,81 10,49 10,17 9,97 10,61 9,80 10,24 10,29 9,91 BaO n. a. n. a. n. a. n. a. n. a. n. a. n. a. n. a. n. a. n. a. 0,06 n. a. n. a. n. a. Rb2O 0,05 0,00 0,11 0,00 0,00 0,00 0,10 0,00 0,13 0,16 0,51 1,18 1,00 1,21 Cs2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,04 0,01 0,01 0,03 0,04 0,21 0,86 0,79 0,79 F 0,20 0,23 0,30 0,28 0,33 0,43 0,28 0,75 0,28 0,13 4,12 8,38 7,19 8,61 O=F 0,08 0,10 0,13 0,12 0,14 0,18 0,12 0,32 0,12 0,05 1,73 3,53 3,03 3,62 H2O† 4,40 4,38 4,34 4,32 4,35 4,32 4,35 4,15 4,36 4,36 2,41 0,37 0,95 0,29 Total 99,17 98,98 98,84 98,03 99,28 99,75 98,73 99,02 99,40 98,17 96,06 97,44 97,78 98,01 24 (O, OH, F) Si 6,093 6,139 6,120 6,128 6,044 6,025 6,067 6,197 6,042 6,094 6,493 6,864 6,746 6,777 IVAl 1,907 1,861 1,880 1,872 1,956 1,975 1,933 1,803 1,958 1,906 1,507 1,136 1,254 1,223 (Z) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 VIAl 3,938 3,909 3,926 3,917 3,972 3,938 3,970 3,874 3,874 3,882 3,459 2,770 2,900 2,768 Ti 0,000 0,000 0,000 0,003 0,006 0,012 0,000 0,000 0,013 0,000 0,000 0,000 0,001 0,006 Fe2+ 0,068 0,085 0,069 0,070 0,032 0,057 0,039 0,092 0,144 0,122 0,035 0,124 0,119 0,119 Mn 0,002 0,017 0,000 0,004 0,000 0,000 0,002 0,007 0,014 0,035 0,033 0,068 0,087 0,069 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Li* 0,000 0,001 0,023 0,016 0,030 0,058 0,015 0,152 0,016 0,000 1,161 2,441 2,079 2,494 Zn 0,000 0,000 0,003 0,000 0,000 0,000 0,002 0,001 0,006 0,000 0,000 0,000 0,033 0,037 (Y) 4,008 4,013 4,021 4,009 4,040 4,066 4,028 4,126 4,066 4,039 4,688 5,403 5,218 5,494 Ca 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000 0,003 Na 0,170 0,150 0,142 0,202 0,128 0,109 0,124 0,102 0,225 0,095 0,049 0,042 0,052 0,054 K 1,775 1,776 1,783 1,744 1,794 1,830 1,791 1,727 1,700 1,834 1,720 1,803 1,808 1,736 Rb 0,004 0,000 0,009 0,000 0,000 0,000 0,008 0,000 0,011 0,014 0,045 0,104 0,089 0,107 Cs 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,002 0,001 0,000 0,002 0,002 0,012 0,051 0,046 0,046 (X) 1,951 1,926 1,934 1,946 1,923 1,941 1,924 1,829 1,940 1,946 1,827 2,001 1,996 1,945 F 0,085 0,096 0,128 0,118 0,138 0,179 0,117 0,316 0,117 0,054 1,793 3,661 3,132 3,737 OH 3,915 3,904 3,872 3,882 3,863 3,821 3,882 3,684 3,883 3,946 2,207 0,340 0,868 0,263 * - Calculado segundo a fórmula Li2O = 0,5387F - 0,1205; † - Calculado; Ms – moscovite; MsLi – moscovite-litinífera; n.a. – não analisado ( continua na p á g ina se g uinte ) Mineralogia 117 Tabela V.3. (continuação) TIPO 9 9 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 11 11 Mica MsLi MsLi Ms Ms Ms MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi Ms Ms wt% SiO2 48,97 47,64 49,38 46,88 46,86 51,80 52,44 49,78 49,14 52,05 51,35 49,67 45,65 44,50 TiO2 0,06 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,07 0,00 0,00 0,00 0,06 0,06 Al2O3 29,11 30,32 31,47 33,55 33,84 23,64 21,87 28,48 28,43 22,51 23,62 28,22 36,12 34,24 FeO 0,05 0,16 0,00 0,00 0,00 0,08 0,00 0,12 0,06 0,00 0,01 0,01 1,38 1,53 MnO 0,37 0,22 0,00 0,10 0,13 0,14 0,10 0,54 0,35 0,32 0,20 0,15 0,03 0,01 MgO 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,16 0,26 ZnO 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,19 0,00 0,14 0,00 0,00 0,00 CaO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,01 Li2O* 2,57 1,87 1,20 1,34 0,72 4,74 4,38 2,00 3,78 4,13 4,54 2,63 0,11 0,25 Na2O 0,17 0,37 0,14 0,68 0,52 0,29 0,28 0,21 0,31 0,25 0,36 0,42 0,42 0,36 K2O 10,07 10,39 10,28 9,98 10,36 9,83 10,06 10,24 10,27 10,09 10,01 10,11 11,12 11,31 BaO 0,09 n.a. 0,00 0,00 0,00 n.a. n.a. 0,00 n.a. 0,00 n.a. 0,00 n.a. n.a. Rb2O 0,61 0,69 0,05 0,88 0,71 1,36 1,40 1,09 1,47 1,29 1,29 0,99 0,21 0,19 Cs2O 0,18 0,22 0,00 0,08 0,04 0,62 0,59 0,13 0,25 0,47 0,60 0,09 0,01 0,04 F 4,99 3,69 2,45 2,72 1,56 9,02 8,35 3,94 7,24 7,89 8,66 5,10 0,42 0,69 O=F 2,10 1,55 1,03 1,14 0,66 3,80 3,52 1,66 3,05 3,32 3,65 2,15 0,18 0,29 H2O† 2,05 2,62 3,29 3,16 3,69 0,15 0,39 2,53 1,04 0,61 0,29 1,99 4,28 4,02 Total 97,22 96,68 97,23 98,23 97,76 97,88 96,34 97,43 99,56 96,28 97,44 97,24 99,79 97,18 24 (O, OH, F) Si 6,653 6,540 6,644 6,320 6,346 7,024 7,224 6,776 6,587 7,172 7,009 6,752 6,107 6,140 IVAl 1,347 1,460 1,356 1,680 1,654 0,976 0,776 1,224 1,413 0,828 0,991 1,248 1,893 1,860 (Z) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 VIAl 3,314 3,444 3,634 3,650 3,747 2,801 2,775 3,346 3,079 2,828 2,809 3,272 3,802 3,708 Ti 0,006 0,004 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,007 0,000 0,000 0,000 0,006 0,006 Fe2+ 0,006 0,018 0,000 0,000 0,000 0,009 0,000 0,014 0,007 0,000 0,001 0,002 0,154 0,177 Mn 0,043 0,026 0,000 0,012 0,014 0,016 0,012 0,062 0,040 0,038 0,023 0,017 0,003 0,001 Mg 0,009 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,032 0,053 Li* 1,403 1,031 0,650 0,728 0,392 2,583 2,426 1,097 2,037 2,287 2,495 1,437 0,057 0,139 Zn 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,019 0,000 0,014 0,000 0,000 0,000 (Y) 4,781 4,524 4,284 4,390 4,154 5,410 5,213 4,518 5,190 5,153 5,342 4,727 4,055 4,085 Ca 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,001 Na 0,044 0,099 0,037 0,177 0,135 0,077 0,075 0,055 0,080 0,066 0,094 0,110 0,109 0,096 K 1,745 1,819 1,764 1,717 1,789 1,701 1,768 1,779 1,757 1,773 1,742 1,754 1,898 1,991 Rb 0,053 0,061 0,004 0,077 0,062 0,118 0,124 0,096 0,126 0,114 0,113 0,086 0,018 0,017 Cs 0,010 0,013 0,000 0,004 0,002 0,036 0,034 0,008 0,014 0,028 0,035 0,005 0,001 0,002 (X) 1,853 1,991 1,805 1,975 1,988 1,935 2,001 1,937 1,977 1,981 1,988 1,955 2,025 2,108 F 2,144 1,602 1,044 1,158 0,668 3,866 3,639 1,697 3,068 3,436 3,738 2,193 0,178 0,301 OH 1,856 2,398 2,954 2,839 3,329 0,134 0,361 2,301 0,932 0,564 0,262 1,802 3,822 3,699 * - Calculado segundo a fórmula Li2O = 0,5387F - 0,1205; † - Calculado; Ms – moscovite; MsLi – moscovite-litinífera; n.a. – não analisado Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 118 Ainda nos mesmos pegmatitos – tipo 9 e 10 – é possível observar um claro e natural enriquecimento da moscovite-litinífera em Li2O e F [valores médios entre 2,67 e 5,17 wt% (n = 50), respectivamente] atingindo valores máximos de 4,74 wt% (Li2O) e 9,02 wt% (F) nas micas que se projectam mais próximo do termo trilitionite. A moscovite-Li caracteriza-se ainda por altos conteúdos em MnO (0,75 wt%), Rb2O (1,40 wt%) e Cs2O (0,86 wt%). Os dados de ICP-MS (Tabela V.4) são condizentes com as tendências observadas na interpretação dos dados de microssonda electrónica. A razão K/Rb para as micas (Figura V.5; Tabela V.4) diminui desde dos granitos de Mêda e Feli (74 e 58, respectivamente), ao longo dos pegmatitos estéreis do tipo 1, 2, 3 e 4 (49 a 147) e filões do tipo 11 (53), com valores decrescentes nos pegmatitos intermédios do tipo 6 (48) e nos pegmatitos com petalite (tipo 7) e com espodumena (tipo 8) (39 e 33, respectivamente). Os valores mais baixos são observados nos pegmatitos de “lepidolite” + espodumena (tipo 9) e “lepidolite” (tipo 10) (valores de 12 e 8, respectivamente). No gráfico K/Rb vs. elementos traço (Figura V.5; Tabela V.4) é manifesto o enriquecimento em Li (14681 e 14774 ppm), Rb (7075 e 10388 ppm), Cs (1375 e 1891 ppm), Be (64 e 38 ppm) e Tl (43 e 53 ppm) na moscovite-litinífera dos filões do tipo 9 e 10, respectivamente. Por outro lado, o Ba mostra uma correlação negativa com a razão K/Rb, com os valores mais altos (1614 ppm) na moscovite dos filões quartzo-andaluzíticos do tipo 2. Os valores mais altos de Sn (896 ppm) observam-se nas moscovites dos filões com cassiterite do tipo 11. Nota-se um enriquecimento em Sn desde o granito de Mêda (175 ppm) até aos pegmatitos simples discordantes do tipo 6 (669 ppm) e filões com petalite e espodumena (508 e 730 ppm, correspondentemente). Mineralogia 119 Tabela V.4. Dados de elementos traço e terras raras das micas dos granitos e filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. As amostras analisadas provêem dos mesmos granitos e filões apresentados na Tabela V.3. Tipologia dos filões de acordo com a denominação do capítulo IV. Dados adicionais no Anexo A. 2. Valores obtidos por ICP-MS*. TIPO F M 1 2 3 4 6 7 8 9 10 11 Mica Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms MsLi MsLi Ms Elementos Traço (ppm) Li 2626 752 435 162 294 128 142 401 205 14681 14774 843 Rb 1431 1121 1028 516 1494 1639 1714 2230 2633 7075 10388 1761 Cs 466 97 91 73 147 133 163 107 104 1375 1891 350 Sn 366 175 176 167 222 458 669 508 730 392 462 896 Zn 151 94 91 32 148 84 416 174 236 151 154 127 Ba 114 88 58 1614 207 96 20 21 7 10 6 213 Be 16 15 9 4 15 16 20 17 17 64 38 15 Nb 67 88 100 50 103 122 175 73 132 279 134 111 Ta 17 13 16 10 13 48 24 34 28 239 70 19 Zr 31 24 7 7 20 5 5 142 20 1 Ni 83 87 220 77 124 121 116 217 118 111 117 216 Tl 6 4 4 2 6 7 21 11 12 43 53 8 Pb 38 99 1136 546 432 297 55 121 112 39 67 34 K/Rb 58 74 80 147 54 49 48 39 33 12 8 53 Terras Raras (ppm) Y 2,661 4,229 0,666 1,699 1,702 0,473 0,846 0,240 0,279 0,281 1,069 0,088 La 10,148 6,399 1,000 2,690 1,196 0,613 1,724 0,156 0,548 0,821 0,351 0,118 Ce 22,330 14,513 3,054 5,422 2,582 1,376 3,812 0,362 0,876 1,545 0,387 0,152 Pr 2,741 1,793 0,304 0,660 0,307 0,147 0,429 0,032 0,103 0,187 0,078 0,012 Nd 9,678 6,613 1,246 2,383 1,072 0,593 1,662 0,078 0,467 0,583 0,268 0,048 Sm 2,085 1,930 0,254 0,575 0,271 0,122 0,270 0,036 0,107 0,097 0,046 0,000 Eu 0,065 0,095 0,074 0,401 0,093 0,028 0,054 0,016 0,018 0,016 0,006 0,036 Gd 1,473 1,728 0,242 0,422 0,308 0,089 0,234 0,046 0,060 0,081 0,090 0,024 Tb 0,196 0,281 0,036 0,060 0,045 0,017 0,038 0,004 0,007 0,010 0,015 0,000 Dy 0,650 1,039 0,094 0,380 0,264 0,087 0,157 0,008 0,034 0,048 0,081 0,000 Ho 0,094 0,152 0,018 0,091 0,052 0,015 0,027 0,002 0,008 0,008 0,025 0,002 Er 0,177 0,256 0,020 0,146 0,163 0,045 0,053 0,006 0,019 0,017 0,058 0,004 Tm 0,025 0,035 0,002 0,025 0,027 0,005 0,009 0,004 0,003 0,003 0,008 0,000 Yb 0,145 0,205 0,016 0,150 0,212 0,044 0,046 0,000 0,004 0,005 0,028 0,006 Lu 0,020 0,026 0,002 0,019 0,033 0,006 0,006 0,000 0,001 0,000 0,005 0,000 ∑(LREE) 47,05 31,34 5,93 12,13 5,52 2,88 7,95 0,68 2,12 3,25 1,14 0,37 ∑(HREE) 2,78 3,72 0,43 1,29 1,10 0,31 0,57 0,07 0,14 0,17 0,31 0,04 †(La/Yb)N 47,54 21,20 42,46 12,18 3,83 9,46 25,46 - 93,07 111,55 8,52 13,36 †Eu/Eu* 0,11 0,16 0,90 2,37 0,98 0,78 0,64 1,20 0,62 0,53 0,28 5,67 F – granito de Feli, M – granito de Mêda; Ms – moscovite; MsLi – moscovite-litinífera †- McDonough & Sun (1995) Condrito (CI) * - O lítio das amostras onde era expectável obter altos teores deste elemento, mais concretamente, a moscovite- -litinífera dos filões do tipo 9 e tipo 10, foi obtido por absorção atómica Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 120 Figura V.5. (continuação na página seguinte). Mineralogia 121 Figura V.5. Representação da concentração dos elementos traço nas micas dos granitos e filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. (Valores obtidos por ICP-MS). As micas dos filões e dos granitos do campo da FA são pobres em terras raras (Tabela V.4), com valores de terras raras leves (∑LREE) a variar entre 0,37 e 12,13 ppm, no caso dos filões aplitopegmatíticos, e com valores de 31,34 e 47,05 ppm para os granitos de Mêda e Feli, respectivamente. O valor de ∑HREE (terras raras pesadas) é ainda mais baixo, variando entre os 0,04 e os 1,29 ppm, no caso dos filões, e com valores máximos de 3,72 ppm (granito de Mêda) Os padrões de terras raras mostram um relativo enriquecimento em LREE, com razões (La/Yb)N entre 3,83 e 111,55. A anomalia em Eu é negativa na maioria dos filões Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 122 da FA e para os granitos (Tabela V.4 e Figura V.6) (Eu/Eu* = 0,28 a 0,98, nos filões aplitopegmatíticos; Eu/Eu* = 0,16 e 0,11, para o granito de Mêda e Feli, respectivamente). Figura V.6. Terras raras das micas dos granitos e filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda- -Almendra, normalizadas ao Condrito CI (McDonough & Sun, 1995). (Valores obtidos por ICP-MS). Já no caso dos filões de quartzo-andaluzite (tipo 2) e dos filões ricos em cassiterite (tipo 11) a anomalia de Eu é positiva (Eu/Eu* = 2,37 e 5,67, respectivamente). A baixa percentagem de feldspato potássico e plagioclase, principais fases portadoras de európio, na paragénese mineral destes dois tipos de filões deverá estar associada à anomalia positiva. O comportamento errático manifestado pelo padrão de terras raras para a amostra do filão do tipo 7 (filão petalítico – mina da Bajoca) poderá dever-se a um erro de Mineralogia 123 amostragem ou analítico. A não detecção de microinclusões de outras fases minerais nas micas seleccionadas, nomeadamente apatite, é uma possível justificação relatada por outros autores para este efeito (Neves, 1997; Tóth et al., 2010). V.2.3. Mecanismos de substituição As micas estudadas fazem parte do grupo composicional de K–Li–Al–Si, ricas em Al (sem Fe). Nos filões pegmatíticos onde a moscovite é a única mica presente, a sua composição é muito homogénea, com as maiores variações observadas nos filões espoduménicos (tipo 8) e nos filões intermédios (simples discordantes) do tipo 6 (Figuras V.4 e V.7). As modificações composicionais nas moscovites pobres em Li associadas a todos os tipos de filões podem ser representadas pelos vectores: i. Al4Si-3vac-1; ii. Al2vacR2+)-3, com menor influência, onde vac representa a lacuna na posição octaédrica e R2+ = Fe + Mg + Mn (Figura V.7a e b). No caso dos pegmatitos ricos em moscovite-litinífera (tipo 9 e 10), as micas definem uma tendência a partir da moscovite até composições bem próximas do termo trilitionite (Figura V.4). Os valores de IVAl exibem uma correlação negativa com o Li (e F) em todas as micas dos tipos 9 e 10 (R2 = 0,966). Também os pares Al vs. (Si + Li) (R2 = 0,978) e Li vs. (VIAl + vac) (R2 = 0,986), apresentam correlações negativas, o que sugere que a incorporação do Li foi controlada principalmente pela combinação de dois vectores (Figura V.7b e c): iii. Li3Al-1vac-2; iv. Si2LiAl-3. No entanto, estes mecanismos não operaram nos filões portadores de moscovite-litinífera com a mesma intensidade. No caso dos filões aplitopegmatíticos do Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 226 Foit Jr., F. F. & Rosenberg, P. E. (1977). Coupled substitutions in the tourmaline group. Contrib. Mineral. Petrol., 62: 109–127. Fonseca, E. C., Soares, J., Lima, L. P. & Viegas, L. (1986). Uma aplicação da análise discriminante e da classificação probabilística em prospecção geoquímica. Est. Notas eTrabalhos, DGGM, 28: 87–92. Foord, E. E. (1982). Minerals of tin, titanium, niobium, and tantalum in granitic pegmatites. In: P. Černý (Ed.), Granitic Pegmatites in Research and Industry, Mineral. A ssoc. Can., Short Course Handbook, 8, p. 187-238. Foord, E. E., Černý, P., Jackson, L. L., Sherman, D. M. & Eby, R. K. (1995). Mineralogical and geochemical evolution of micas from miarolitic pegmatites of the anorogenic Pikes Peak batholith, Colorado. Mineral. Petrology, 55: 1–26. Fransolet, A. –M. (1995). Wyllieite et Rosemaryite dans la pegmatite de Buranga, Rwanda. Eur. J. Mineral., 7: 567–575. Fransolet, A. –M. (2007). Phosphates associations in the granitic pegmatites: the relevant significance of these accessory minerals. In: T. Martins & R. Vieira (Eds.). Granitic Pegmatites: the state of the art, Book of Abstracts, Dep. Geologia FCUP, Porto, Portugal, Memórias n.° 8, p. 7–8. Fransolet, A. –M., Keller, P. & Fontan, F. (1986). The phosphate mineral associations of the Tsaobismund pegmatite, Namibia. Contrib. Mineral. Petrol., 92: 502–517. Frimmel, H. & Frank, W. (1998). Neoproterozoic tectono-thermal evolution of the Gariep Belt and its basement, Namibia and South Africa. Precamb. Res., 90: 1–28. Fuertes-Fuente, M. & Martín-Izard, A. (1994). El campo pegmatítico de Forcarey y las mineralizaciones de Sn,Ta y Nb asociadas (Pontevedra, Galicia, España). Bol. Soc. Esp. Min., 17: 51–63. Fuertes-Fuente, M. & Martín-Izard, A. (1998). The Forcarei Sur rare-element granitic pegmatite field and associated mineralization, Galicia, Spain. Can. Mineral., 36: 303–325. Fuertes-Fuente, M., Martín-Izard, A., Boiron, M. C. & Mangas, J. (2000). Fluid evolution of rare- -element and muscovite granitic pegmatites from central Galicia, NW Spain. Mineralium Dep., 35: 332–345. Gallagher, V. (1988). Coupled substitutions in schorl-dravite tourmaline: new evidence from SE Ireland. Mineral. Mag., 52(5): 637–650. Gallego-Garrido, M. (1992). Las mineralizaciones de Li asociadas a magmatismo ácido en Extremadura y su encuadre en la Zona Centro-Ibérica. Tese de Doutoramento. Univ. Complutense, Madrid, Espanha. 323 p. Galliski, M. A. & Černý, P. (2006): Geochemistry and structural state of columbite-group minerals from granitic pegmatites of the Pampean Ranges, Argentina. Can. Mineral., 44: 645–666. Referências bibliográficas 227 Galliski, M. A., Marquez-Zavalía, M. F., Černý, P., Martínez, V. A. & Chapman, R. (2008). The Ta– –Nb–Sn–Ti oxide-mineral paragenesis from La Viquita, a spodumene-bearing rare-element granitic pegmatite, San Luis, Argentina. Can. Mineral., 46: 379–393. García Garzón, J. & Locutura, J. (1981). Datación por el método Rb-Sr de los granitos de Lumbrales - Sobradillo y Villar de Ciervos - Puerto Seguro. Bol. Geol. Min., XCII(I): 68–72. García Sánchez, A., Martín Patino, M. T. & Saavedra, J. (1985). Pegmatitas mineralizadas con Li (Sn, Ta, etc.) en el centro-oeste de España. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 9: 131–147. Gaspar, L. (1997). Contribuição para o estudo das mineralizações de volfrâmio (W), estanho (Sn) e lítio (Li) do sector Barca de Alva – Escalhão. Tese de Mestrado. Fac. Ciências, Univ. de Lisboa, Portugal. 267 p.. Gaspar, L. M. & Inverno, C. M. C. (1998). P-enriched peraluminous leucogranites in Barca de Alva–Escalhao, NE Portugal. A multi-stage anatectic complex. Acta Univ. Carol. Geol., 42: 35–40. Gaspar, L. M. & Inverno, C. M. C. (2000). Mineralogy and metasomatic evolution of distal stratiform scheelite skarns in the Riba de Alva Mine, Northeastern Portugal. Econ. Geol., 95: 1259–1275. Ginsburg, A. I. (1960). Specific geochemical features of the pegmatitic process. 21st Intern. Geol. Congress Session, Norden Rept. 17: p. 111–121. Ginsburg, A. I., Timofeyev, L. N. & Feldman, L. G. (1979). Principles of geology of the granitic pegmatites. Nedra, Moscovo. 296 p.. (em Russo). Goinhas, J. & Viegas, L. (1983). Província metalogenética estanífera e tungstífera Ibérica. Est. Notas e Trab. S. F. M., XXV (3–4): 147-178. Gomes, M. E .P. (1996). Mineralogia, petrologia, e geoquímica das rochas granitóides da área de Rebordelo-Bouça-Torre de D. Chama-Agrochão e as mineralizações associadas. Tese de Doutoramento. Univ. de Trás-os-Montes e Alto Douro, Vila Real, Portugal. 323 p.. Gomes, M. E .P. & Neiva, A. M. R. (2000). Chemical zoning of muscovite from the Ervedosa granite, northern Portugal. Mineral. Mag., 64: 347–358. Gomes, M. E .P. & Neiva, A. M. R. (2002). Petrogenesis of Tin-bearing granites from Ervedosa, Northern Portugal: The Importance of Magmatic Processes. Chem. Erde., 62: 47–72. Gomes, M. E .P. & Neiva, A. M. R. (2010). Petrologia e geoquímica dos granitóides de Rebordelo- -Murçós-Torre de D. Chama e implicações metalogenéticas para Sn e W. In: J. M. Cotelo Neiva, A. Ribeiro, L. Mendes Victor, F. Noronha & M. Magalhães Ramalho (Eds.), Ciências geológicas: Ensino, investigação e a sua história, A ssoc. Port. Geólogos, vol. I (Geologia clássica), p. 225–235. Gomes, C. & Nunes, J. L. E. (1990). As paragéneses correspondentes à mineralização litinífera do campo aplito-pegmatítico de Arga-Minho (Norte de Portugal). Mem. Not. Mus. Lab. Min. Geol., Univ. Coimbra, 109: 131–166. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 228 Hanes, J. A. (1991). K-Ar and 40Ar/39Ar Geochronology: Methods and Applications. In: L. Heaman & J. N. Ludden (Eds.), Applications of Radiogenic Isotope Systems to Problems in Geology, Mineral. Assoc. Can., Short Course Handbook, vol. 19, p. 27–57. Hanson, S. L., Simmons, W. B., Webber, K. & Falster, A. U. (1992). Rare-earth-element mineralogy of granitic pegmatites in the Trout Creek Pass district. Can. Mineral., 30: 673–686. Hatert, F., Keller, P., Lissner, F., Antelucci, D. & Fransolet, A. –M. (2000). First experimental evidence of alluaudite-like phosphates with high Li-content: the (Na1-xLix)MnFe2(PO4)3 series (x=0 to 1). Eur. J. Mineral., 12: 847–857. Hatert, F., Lefèvre, P., Fransolet, A. –M., Spirlet, M. R., Rebbouh, L., Fontan, F. & Keller, P. (2005). Ferrorosemaryite, NaFe2+Fe3+Al(PO4)3, a new phosphate mineral from the Rubindi pegmatite, Rwanda. Eur. J. Mineral., 17(5): 749–759. Hawthorne, F. C. & Černý, P. (1982). The micas. In: P. Černý (Ed.), Granitic Pegmatites in Science and Industry, Mineral. Assoc. Can., Short Course Handbook, 8, p. 63–98. Hawthorne, F. C. & Henry, D. J. (1999). Classification of the minerals of the tourmaline group. Eur. J. Mineral., 11: 201–215. Henderson, C. M. B., Martin, J. S. & Mason, R. A. (1989). Compositional relations in Li-micas from S. W. England and France: an ionand electron-microprobe study. Mineral. Mag., 53: 427–449. Henry, D. J. & Dutrow, B. L. (1996). Metamorphic tourmaline and its petrologic applications. In: Grew, E. S., Anovitz, L. M. (Eds.), Boron: Mineralogy, Petrology and Geochemistry. Rev. Mineral., 33, p. 503–557. Henry, D. J., Dutrow, B. L. & Selverstone, J. (2002). Compositional asymmetry in replacement tourmaline-an example from the Tauern Window, Earstern Alps. Geol. Mat. Res., 4: 1–18. Henry, D. J. & Guidotti, C. V. (1985). Tourmaline as a petrogenetic indicator mineral: an example from the staurolite-grade metapelites of NW Maine. Am. Mineral., 70: 1–15. Hibbard, M. J. (1979). Myrmekite as a marker between preaqueous and postaqueous phase saturation in granitic systems. Geol. Soc. Amer. Bull., I, 90: 1047–1062 Hibbard, M. J. (1995). Petrography to petrogenesis. Prentice-Hall (Ed.). New Jersey, EUA. 587p.. Holtz, F. & Johannes, W. (1991). Effect of tourmaline on melt fraction and composition of first melts in quartzofeldspathic gneiss. Eur.J. Mineral., 3: 527–536. Iglesias, M. & Ribeiro, A. (1981a). Zones de cisaillement ductile dans I'arc IbéroA rmoricain. Comun. Serv. Geol. Portugal, 67: 85–88. Iglesias, M. & Ribeiro, A. (1981b). Position stratigraphique de la formation Ollo de Sapo dans la region de Zamora (Espagne) – Miranda do Douro (Portugal). Comun. Serv. Geol. Portugal, 67: 141–146. Referências bibliográficas 229 Jahns, R. H. & Burnham, C. W. (1969): Experimental studies of pegmatite genesis: I. A model for the derivation and crystallization of granitic pegmatites. Econ. Geol., 64: 843–864. Jahns, R. H. & Tuttle, O. F. (1963). Layered pegmatite-aplite intrusives. Mineral. Soc. Am., Special paper, 1: 78–92. Jolliff, B. L., Papike, J. J. & Shearer, C. K. (1986). Tourmaline as a recorder of pegmatite evolution: Bob Ingersoll pegmatite, Black Hills, South Dakota. Am. Mineral., 71: 472–500. Jolliff, B. L., Papike, J. J. & Shearer, C. K. (1987). Fractionation trends in mica and tourmaline as indicators of pegmatite internal evolution: Bob Ingersoll pegmatite, Black Hills, South Dakota. Geochim. Cosmochim. Acta, 51: 519–543. Jolliff, B. L., Papike, J. J., & Shearer, C. K. (1992). Petrogenetic relationships between pegmatite and granite based on geochemistry of muscovite in pegmatite wall zones, Black Hills, South Dakota, USA. Geochim. Cosmochim. Acta, 56: 1915–1939. Julivert, M., Fontboté, J. M., Ribeiro, A. & Conde, L. E. N. (1974). Memoria explicativa del Mapa Tectónico de la Península Ibérica y Baleares, à escala 1:1.000.000. Inst. Geol. y Minero. España. 113 p. Keller, P. (1994). The mineralogical and geochemical role of Fe-Mn-Phosphate Minerals in the evolutionary process of granitic pegmatites - New results from Namibia. 16th General Meeting Intern. Mineral. Ass., Pisa, p.198. Keller, P., Fontan, F. & Fransolet, A. –M. (1994). Intercrystalline cation partitioning between minerals of the triplite-zwieselite-magniotriplite and the triphylite-lithiophilite series in granitic pegmatites. Contrib. Mineral. Petrol., 118: 239–248. Keppler, H. (1993). Influence of fluorine on the enrichement of high field strengh trace elements in granitic rocks. Contrib. Mineral. Petrol., 114: 479–488. Kile, D. E. & Foord, E. E. (1998). Micas from the Pikes Peak Batholith and its cogenetic granitic pegmatites, Colorado: optical properties, composition, and correlation with pegmatite evolution. Can. Mineral., 36: 463–482. Koljonen, T. & Rosenberg, R. J. (1974). Rare earth elements in granitic rocks. Lithos, 7: 249–261. Koppers, A. A. P. (2002). ArArCALC – software for 40Ar/39Ar age calculations. Comp. Geosc., 28: 605–619. Kretz, R. (1970). Variation in the composition of muscovite and albite in a pegmatite dike near Yellowknife. Can. J. Earth Sci., 7(5): 1219–1235. Kretz, R. (1970). Symbols for rock-forming minerals. Am. Mineral., 68: 277–279. Larsen, R. B. (2002). The distribution of rare-earth elements in K-feldspar as an indicator of petrogenetic processes in granitic pegmatites: examples from two pegmatite fields in southern Norway. Can. Mineral., 40: 137–151. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 230 Lahti, S. I. (1987). Zoning in columbite-tantalite crystals from the granitic pegmatites of the Erajarvi area, southern Finland. Geochim. Cosmochim. Acta, 51: 509–517. Leal Gomes, C. (1994 ) . Estudo estrutural e paragenético de um sistema pegmatóide granítico. O campo aplito-pegmatítico de Arga - Minho (Portugal). Tese de Doutoramento. Univ. do Minho, Braga, Portugal. 695 p.. Lentz, D. R. & Fowler, A. D. (1992). A dynamic model for quartz-feldspar graphic intergrowths from granitic pegmatites in the south-western Grenville Province. Can. Mineral., 30: 571–585. Lima, A. (2000). Estrutura, Mineralogia e Génese dos Filões Aplitopegmatíticos com Espodumena da Região do Barroso-Alvão (Norte de Portugal). Tese de Doutoramento. Faculdade de Ciências, Univ. Porto (Portugal) & INPL Nancy (França). 270 p.. Lima, A., Almeida, C. & Noronha, F. (2003a). A zonação mineralógica do filão principal da mina da Bajoca no campo aplitopegmatítico de Almendra (Nordeste de Portugal). CD-ROM do Volume Especial do VI Congresso Nacional de Geologia, V, p. 49–51. Lima, A., Almeida, C., Noronha, F. & Vide, R. (2003b). Geoquímica dos filões litiníferos no campo aplitopegmatítico de Almendra – Barca de Alva (Nordeste de Portugal). Resumos do 7° Congresso de Geoquímica dos Países de Língua Portuguesa, p. 43. Lima, A., Charoy, B., Noronha, F. & Farinha, J. (1999). Fases Minerais fosfatadas dos Aplitopegmatitos litiníferos da Região Barroso. Actas do II Congresso Ibérico de Geoquímica, Inst. Sup. Técnico, Lisboa, p. 263–268. Lima, A., Vieira, R., Martins, T., Farinha, J. A., Noronha, F. & Charoy, B. (2003c). Os filões aplitopegmatíticos litiníferos da região BarrosoA lvão (Norte de Potugal). Publicação do Dep. Ciências da Terra e do Museu Mineral. e Geologia, Univ. de Coimbra. Memórias e Notícias, 2 (Nova Série), p. 173–194. Lima, A., Vieira, R., Martins, T. & Noronha, F. (2003d). Aplicação de Geoquímica de Sedimentos de Linhas de Água na Prospecção de Filões Aplitopegmatíticos Litiníferos no Campo Aplitopegmatítico do Barroso-Alvão (Norte de Portugal). Resumos do IV Congresso Ibérico de Geoquímica. Universidade de Coimbra, p. 458–460. Lima, A., Vieira, R., Martins, T. & Noronha, F. (2010). Minerais de lítio. Exemplo dos campos aplitopegmatíticos de Barroso-Alvão e Almendra-Barca D’Alva. In: J. M. Cotelo Neiva, A. Ribeiro, L. Mendes Victor, F. Noronha & M. Magalhães Ramalho (Eds.), Ciências geológicas: Ensino, investigação e a sua história, Assoc. Port. Geólogos, vol. I (Geologia clássica), p. 89–98. Lima, A., Vieira, R., Martins, T., Noronha, F. & Charoy, B. (2003e). A ocorrência de petalite como fase litinífera dominante em numerosos filões do campo aplitopegmatítico do BarrosoA lvão (N. de Portugal). CD-ROM do Volume Especial do VI Congresso Nacional de Geologia, V, p. 52–55 Referências bibliográficas 231 Lima, A., Vieira, R., Martins, T., Noronha, F. & Da Silva, F. (2007). The use of geochemistry exploration to identify lithium bearing pegmatites-aplites veins in Northern Portugal. Proceedings of the Ninth Biennial SGA Meeting, Dublin, vol 1, p. 505–508. Linnen, R. L. (1998). The solubility of Nb-Ta-Zr-Hf-W in granitic melts with Li and Li + F: constrain for mineralization in rare metal granites and pegmatites. Econ. Geol. 93: 1013– –1025. Linnen, R. L. & Cuney, M. (2005) Granite-related rare-element deposits and experimental constraints on Ta-Nb-W-Sn-Zr-Hf mineralization. In: R. L. Linnen & I. M. Samson (Eds.), Rare- -Element Geochemistry and Mineral Deposits, Mineral. A ssoc. Can., Short Course Notes, 17, p. 45–68. Linnen, R. L. & Keppler, H. (1997). Columbite solubility in granitic melts: consequences for the enrichment and fractionation of Nb ad Ta in the Earth’crust. Contrib. Mineral. Petrol., 128: 213–227. Lofgren, G. E. (1974). An experimental study of plagioclase crystal morphology: isothermal crystallization. Am. J. Sci., 274: 243–273. London, D. (1984). Experimental phase equilibria in the system LiAlSiO4–SiO2–H2O: a petrogenetic grid for lithium-rich pegmatites. Am. Mineral., 69: 995–1004. London, D. (1985). Pegmatites of the Middletown district, Connecticut. 77th Annual Meeting, New England Intercollegiate Geological Conference, Yale University. Connecticut Geological and Natural History Survey Guidebook, 6, p. 509–533. London, D. (1986). The magmatic-hydrothermal transition in the Tanco rare-element pegmatite: evidence from fluid inclusions and phase equilibrium experiments. Am. Mineral., 71: 376–395. London, D. (1989). Lithophile rare element concentration in silicic rocks: the alkaline trend in granitic systems. Geol. Assoc. Can., Programa com abstracts, 14, p. A21. London, D. (1992). The application of experimental petrology to the genesis and crystallization of granitic pegmatites. Can. Mineral., 30: 499–540. London, D. (1999). Melt boundary layers and the growth of pegmatitic textures.Can. Mineral., 37: 826–827. London, D. (2005a). Geochemistry of alkali and alkaline earth elements in ore-forming granites, pegmatites, and rhyolites. In: R. L. Linnen & I. M. Sampson (Eds), Rare–Element Geochemistry and Mineral Deposits. Geol. Soc. Can., Short Course Notes, St. Catharines, 17, p. 175–199. London, D. (2005b). Granite pegmatites: an assessment of current concepts and directions for the future. Lithos, 80: 281–303. London, D. (2008). Pegmatites. The Canadian Mineralogist, Special Publication 10. R. F. Martin (Ed.), Mineral. Assoc. Can.. Québec, Canadá. 347 p.. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 232 London, D. & Burt, D. M. (1982a). Alteration of spodumene, montebrasite, and lithiophilite in pegmatites of the White Picacho district, Arizona. Am. Mineral., 67: 97–113. London, D. & Burt, D. M. (1982b). Lithium aluminosilicate occurrences in pegmatites and the lithium aluminosilicate phase diagram. Am. Mineral., 67: 483–493. London, D. & Burt, D. M. (1982c). Chemical models for lithium aluminosilicate stabilities in pegmatites and granites. Am. Mineral., 67: 494–509. London, D. & Manning, D. A. C. (1995). Chemical variation and significance of tourmaline from southwest England. Econ. Geol., 90: 495–519. London, D., Morgan VI, G. B. & Hervig, R. L. (1989). Vapor-undersaturated experiments in the system macusanite–H2O at 200 MPa, and the internal differentiation of granitic pegmatites. Contrib. Mineral. Petrol., 102: 1–17. London, D., Morgan VI, G. B. & Wolf, M .B. (1996). Boron in granitic rocks and their contact aureoles. In: Grew, E. S., Anovitz, L. M. (Eds.), Boron: Mineralogy, Petrology and Geochemistry. Rev. Mineral., 33, p. 299–330. López-Plaza, M. & Carnicero A. (1987). El Plutonismo Hercínico de la penillanura salmantino- -zamorana (Centro Oeste de España). Visión de conjunto en el contexto geológico regional. In: F. Bea, A. Carnicero, J. C. Gonzalo, M. López-Plaza & M. D. Rodríguez Alonso (Eds.), Geología de los Granitóides y Rocas Asociadas del Macizo Hesperico. Libro de Homenaje a L. C. García de Figuerola, Editorial Rueda. Madrid. p. 53–68. López-Plaza, M., Carnicero, A. & Gonzalo, J. C. (1982). Estudio geológico del campo filoniano de La Fregeneda (Salamanca). Stvd. Geol. Salman., XVII: 89–98. López-Plaza, M. & Martínez-Catalán, J. R. (1987). Síntesis estructural de los granitóides Hercínicos del Macizo Hespérico. In: F. Bea, A. Carnicero, J. C. Gonzalo, M. López-Plaza & M. D. Rodríguez Alonso (Eds.), Geología de los Granitóides y Rocas Asociadas del Macizo Hesperico. Libro de Homenaje a L. C. García de Figuerola, Editorial Rueda. Madrid. p. 195–210. Lotze, F. (1945). Zur gliederung der Varisciden der Iberichen Meseta. Geotech. Forsch., 6: 78–92. Lotze, F. (1956). Über sardische Bewegun in Spanien und ihre Beziehungen zur assyntischen Faltung. Geotect. Symp. Hans Stille, 129–139. In: Díez Balda, M. A., Vegas, R. & González Lodeiro (1990). Central Iberian Zone: structure. In: R.D. Dallmeyer & E. Martinez Garcia (Eds.). Pre-Mesozoic geology of the Iberian Peninsula, Springer Verlag. Berlim. p. 172–188. MacLellan, H. E. & Trembath, L. T. (1991). The role of quartz crystallization in the development and preservation of igneous texture in granitic rocks: Experimental evidence at 1 kbar. Am. Mineral., 76: 1291–1305. Referências bibliográficas 233 Maijer, C. (1965). Geological investigations in the Amarante Region (Northern Portugal) with special reference to the mineralogy of the cassiterite-bearing albite pegmatites. Tese de Doutoramento. Grafisch Centrum Deltro, Roterdão, Holanda. 153 p.. Mangas, J. & Arribas, A. (1988). Evolution of hydrothermal fluids in the Feli tin deposit, western Spain. Bull. Minéralogie, 3: 343–358. Manning, D. A. C. (1982). Chemical and morphological variation in tourmalines from the Hub Kapong batholith of peninsular Thailand. Mineral. Mag., 45: 139–147. Martin, R. F. (1982). Quartz and feldspars. In: P. Černý (Ed.), Granitic Pegmatites in Science and Industry, Mineralogical Association of Canada, Short Course Handbook, 8, p. 41–62. Martin, R. F. & De Vito, C. (2005). The patterns of enrichment in felsic pegmatites ultimately depend on tectonic setting. Can. Mineral., 43: 2027–2048. Martín-Izard, A., Reguilón, R. & Palero, F. (1992). Las mineralizaciones litiníferas del oeste de Salamanca y Zamora. Estud. Geol., 48: 19–30. Martínez, F. J., Corretgé, L. G. & Suárez, O. (1990).The Central Iberian Zone (autochthonous sequences): distribution, characteristics and evolution of metamorphism. In: R. D. Dallmeyer & E. Martínez García (Eds), Pre-Mesozoic Geology of Iberia. Springer-Verlag. Berlim. p. 207–211. Martínez, F. J., Julivert, M., Sebastian, A., Arboleya, M. L. & Gil Ibarguchi, J. I. (1988). Structural and thermal evolution of high-grade areas in the Northwestern parts of the Iberian Massif. Am. J. Sci., 288: 969–996. Martins, T. (2009). Multidisciplinary study of pegmatites and associated Li and Sn-Nb-Ta mineralisation from the Barroso-Alvão región. Tese de Doutoramento, Univ. Porto, Portugal, 196 p.. Masau, M., Černý, P. & Chapman, R. (2000). Exsolution of zirconian–hafnian wodginite from manganoan-tantalian cassiterite, Annie Claim #3 granitic pegmatite, southeastern Manitoba, Canada. Can. Mineral., 38: 685–694. Mateus, A. (1995a). Evolução tectono-térmica e potencial metalogenético do troço transmontano da Zona de Falha Manteigas-Vilariça-Bragança. Tese de Doutoramento. Fac. de Ciências da Univ. Lisboa. Tomo 1: 195 p., Tomo 2: 994 p. Mateus, A. (1995b). Tectono-Thermal evolving path and metallogenetic potencial of the Manteigas- -Vilariça-Bragança Northern domain, NE Portugal. Gaia: Rev. Geoc., 11: 84–85. Matte, P. (1986). Tectonic and plate tectonics model for the Variscan Belt of Europe. Tectonophysics, 126: 329–374. Matte, P. & Ribeiro, A. (1975). Forme et orientation de l'ellipsoid de deformation dans la virgation hercynienne de Galice. Relations avec le plissement et hypotèses sur la genèse de l'arc Ibéro-Armoricain. C. R. Acad. Sci. Paris, Sér. D 280, 25: 2825–2828. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 234 McBirney, A. R. (1987). Constitutional zone refining of layered mafic intrusions. In: I. Parsons (Eds.), Origins of Igneous Layering, D. Reidel Publishing, Holanda, p. 437–452. McDonough, W. F. & Sun, S.-s. (1995). The composition of the Earth. Chem. Geol., 120: 223–254. McDougall, I. & Harrison, T. M. (1999). Geochronology and Thermochronology by the 40Ar/39Ar Method. Oxford University Press, Nova Iorque, EUA. 269 p.. Mellado, D., Álvarez Lobato, F. & Yenes, M. (2006). Estructura magnética del plutón granítico de Villavieja de Yeltes (Salamanca). Rev. Soc. Geol. España, 19(1-2): 43–58. Menéndez, L. G. (1998). Petrología y geoquímica del batolito granítico de Nisa-Alburquerque (Alto Alentejo, Portugal; Extremadura, España). Tese de Doutoramento. Univ. Granada, Espanha. 223 p.. Merino, E. (1999). Origin of agates and other supposed vesicle fillings; an overlooked reaction to produce silica gels in basalt flows. Trans. Am. Geophys. Union (EOS), 80, p. 1122. Merritt, C. A. (1924). The function of gels in the formation of pegmatites and of quartz and carbonate veins. Tese de Mestrado. Univ. de Manitoba, Winnipeg, Manitoba, Canada. METAMERQUE (1976a). Geologia geral da região. Relatório apresentado perante a Circunscrição Mineira do Norte. 9 p.. (não publicado). METAMERQUE (1976b). Riba D’Alva, Portugal – características geológicas da jazida. Relatório apresentado perante a Circunscrição Mineira do Norte. 11 p.. (não publicado). Morgan, G. B. & London, D. (1987). Alteration of amphibolitic wall-rocks around the Tanco rare- -element pegmatite, Bernic Lake, Manitoba. Am. Mineral., 72: 1097–1121. Morgan, G. B. & London, D. (1989). Experimental reactions of amphibolite with boron-bearing aqueous fuids at 200 MPa: implications for tourmaline stability and partial melting in mafic rocks. Contrib. Mineral. Petrol., 102: 281–297. Monier, G. & Robert, J. L. (1986). Evolution of the miscibility gap between muscovite and biotite solid solutions with increasing lithium content: and experimental study in the system K2O-Li2O- -MgO-FeO-Al2O3-SiO2-H2O-HF at 600 °C, 2 kbar PH2O: comparison with natural lithium micas. Mineral. Mag., 50: 641–651. Morgan, G. B. & London, D. (1999). Crystallization of the Little Three layered pegmatite-aplite dike, Ramona District, California. Contrib. Mineral. Petrol., 136: 310–330. Mulja, T., Williams-Jones, A. E., Martin, R. F. & Wood, S. A. (1996). Compositional variation and structural state of columbite-tantalite in rare-element granitic pegmatites of the Preissac- -Lacorne batholith, Quebec, Canada. Am. Mineral., 81:146-157. Nabelek, P. I., Russ-Nabelek, C. & Denison, J. R. (1992). The generation and crystallization conditions of the Proterozoic Harney Peak Leucogranite, Black Hills, South Dakota, USA: Petrologic and geochemical constraints. Contrib. Mineral. Petrol., 110: 173–191. Referências bibliográficas 235 Neiva, A. M. R. (1974). Geochemistry of tourmaline (schorlite) from granites, aplites and pegmatites from Northern Portugal. Geochim. Cosmochim. Acta, 38: 1307–1317. Neiva, A. M. R. (1977). Geochemistry of the pegmatites and their minerals from central northern Portugal. An. Fac. Ciências Porto, LX, p. 1–28. Neiva, A. M .R. (1984). Geochemistry of tin-bearing granitic rocks. Chem. Geol., 43: 241–256. Neiva, A. M .R. (1987). Geochemistry of white micas from Portuguese tin and tungsten deposits. Chem. Geol., 63: 299–317. Neiva, A. M. R. (1995). Distribution of trace elements in feldspars of granitic aplites and pegmatites from Alijó-Sanfins, northern Portugal. Mineral. Mag., 59: 35–45. Neiva, A. M. R. (1996). Geochemistry of cassiterite and its inclusions and exsolution products from tin and tungsten deposits in Portugal. Can. Mineral., 34: 745–768. Neiva, A. M. R. (2002). Portuguese granites associated with Sn-W and Au mineralizations. Bull. Geol. Soc. Finland, 74 (1–2): 79–101. Neiva, A. M. R. (2008). Geochemistry of cassiterite and wolframite from tin and tungsten quartz veins in Portugal. Ore Geol. Rev., 33: 221–238. Neiva, A. M. R., Gomes, M. E. P., Ramos, J. M. F. & Silva, P. B. (2008). Geochemistry of granitic aplite-pegmatite sills and their minerals from Arcozelo da Serra area (Gouveia, central Portugal). Eur. J. Mineral., 20: 465–485. Neiva, A. M. R., Ramos, J. M. F., Gomes, M. E. P., Silva, M. M. V. G. & Antunes, I. M. H. R. (2001). Geoquímica de fosfatos de granitos, aplitos, pegmatitos e filões de quartzo do Norte e Centro de Portugal. Actas do VI Congresso de Geoquímica dos Países de Língua Portuguesa / XII Semana de Geoquímica, Faro, p. 102–104. Neiva, A. M. R., Ramos, J. M. F. & Teixeira, R. J. S. (2010). Petrologia e geoquímica de rochas graníticas estaníferas portuguesas. In: J. M. Cotelo Neiva, A. Ribeiro, L. Mendes Victor, F. Noronha & M. Magalhães Ramalho (Eds.), Ciências geológicas: Ensino, investigação e a sua história, Assoc. Port. Geólogos, vol. I (Geologia clássica), p. 237–248. Neiva, A. M. R., Silva, M. M. V. G., Gomes, M. E. P. & Campos, T. F. C. (2002). Geochemistry of coexisting biotite and muscovite of Portuguese peraluminous granitic differentiation series. Chem. Erde, 62: 197–215. Neves, J. M. C. (1960). Pegmatitos com berilo, columbite-tantalite e fosfatos da Bendada (Sabugal, Guarda). Mem. Not. Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol. Univ. Coimbra, 50, 169 p.. Neves, J. M. C. (1962). Pegmatitos da região da Venturinha (Penalva do Castelo, Viseu). Mem. Not. Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol. Univ. Coimbra, 54: p. 28–44. Neves, L. J. (1997). Trace element content and partitioning between biotite and muscovite of granitic rocks: a study in the Viseu region (Central Portugal). Eur. J. Mineral., 9: 849–857. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 242 Smith, S. R., Kelley, S. P., Tindle, A. G. & Breaks, F. W. (2005). Compositional controls on 40Ar/39Ar ages of zoned mica from a rare-element pegmatite. Contrib. Mineral. Petrol., 149: 613–626. Soares D. R. (2008). Compositional variation of tourmaline-group minerals in the Borborema pegmatite province, Northeast Brazil. Can. Mineral., 46: 1097–1116. Sousa, M. B. (1981). Complexo Xisto-Grauváquico do Douro: os xistos cloríticos com magnetite e o seu valor estratigráfico. Comun. Serv. Geol. Portugal, 67 (1): 53–55. Sousa, M. B. (1982). Litostratigrafia e estrutura do Complexo Xisto-Grauváquico – Grupo do Douro (NE Portugal). Tese Doutoramento. Univ. Coimbra, Coimbra. 222 p. Sousa, M. B. (1983a). Litostratigrafia do CXG – Grupo do Douro (NE Portugal). Mem. Not. Mus. Lab. Min. Geol. Univ. Coimbra, 95: 3–63. Sousa, M. B. (1983b). Considerações paleogeográficas e ensaio de correlação das Formações do Grupo do Douro (CXG) com as formações anteordovícicas da Zona Centro-Ibérica. Mem. Not. Mus. Lab. Min. Geol. Univ. Coimbra, 95: 65–91. Sowerby, J. R. & Keppler, H. (2002). The effect of fluorine, boron, and excess sodium on the critical curve in the albite–H2O system. Contrib. Mineral. Petrol., 143: 32–37. Spilde, M. N. & Shearer, C. K. (1992). A comparison of tantalum-niobium oxide assemblages in two mineralogically distinct rare element granitic pegmatites, Black Hills, South Dakota. Can. Mineral., 30: 719–737. Stewart, D. B. (1978). Petrogenesis of lithium-rich pegmatites. Am. Mineral., 63: 970–980. Swanson, S. E. & Fenn, P. M. (1986). Quartz crystallization in igneous rocks. Am. Mineral., 71: 331–342. Taylor, B. E., Foord, E. E. & Friedrichsen, H. (1979). Stable isotope and fluid inclusion studies of gem-bearing granitic pegmatite-aplite dikes, San Diego Co., California. Contrib. Mineral. Petrol., 68: 187–205. Taylor, B. E. & Friedrichsen, H. (1983). Light stable isotope systematics of granitic pegmatites from North America and Norway. Isot. Geosci., 1: 127–167. Taylor, M. C. (2006). The gel model for the formation of gem-bearing pockets within granitic pegmatites, and implications for gem synthesis. Gems and Gemology, 42: 110–111. Taylor, M. C., Sheppard, J. B., Walker, J. N., Kleck, W. D. & Wise, M. A. (2002). Petrogenesis of rare-element granitic aplite–pegmatites: a new approach. Int. Mineral. Assoc. General Meeting, programa com resumos, 8, p. 260. Teixeira, C. (1955). Notas sobre geologia de Portugal. O Complexo Xisto Grauváquico Ante- -Ordovícico. (Ed. Autor). Emp. Lit. Fluminense. Lisboa. 50 p. Thadeu, D. (1973). Les gisements stanno-wolframitiques du Portugal. Ann. Soc. Géol. Belgique, 79 (1): 5–30. Referências bibliográficas 243 Thadeu, D. (1977). Hercynian paragenetic units of the Portuguese part of the Hesperic Massif. Bol. Soc. Geol. Portugal, 20: 247–276. Thadeu, D. (1989). Mineral deposits of Europe: Southwest and Eastern Europe, with Iceland - - Portugal. The Institution of Mining and Metallurgy. Mineral. Soc., Londres. p. 197–220. Thomas, R. & Davidson, P. (2007). The formation of granitic pegmatites from the view point of melt and fluid inclusions and new experimental work. In: T. Martins & R. Vieira (Eds.). Granitic Pegmatites: the state of the art, Book of Abstracts, Dep. Geologia FCUP, Porto, Portugal, Maio 2007, Memórias n.° 8, p. 13–16. Thomas, R., Förster, H.-J. & Heinrich, W. (2003). The behavior of boron in a peraluminous granite- -pegmatite system and associated hydrothermal solutions: a melt and fluid inclusion study. Contrib. Mineral. Petrol., 144: 457–472. Thomas, R. & Veksler, I. V. (2002). Formation of granite pegmatites in the light of melt and fluid inclusion studies and new and old experimental work. In: E. Slaby, S. Ilnicki & A. Kozlowski (Eds.), 50th Anniversary of the Faculty of Geology of the Warsaw University, Mineralogical Sciences, Mineral. Soc. of Poland, Special Papers, 20, p. 44–49 Thomas, R., Webster, J. D. & Davidson, P. (2006). Understanding pegmatite formation: the melt and fluid inclusion approach. In: J. D. Webster (Eds.), Melt inclusions in plutonic rocks, Mineral. Assoc. Can. Short Course, 36, p. 189–210. Thomas, R., Webster, J. D. & Heinrich, W. (2000). Melt inclusions in pegmatite quartz: complete miscibility between silicate melts and hydrous fluids at low pressure. Contrib. Mineral. Petrol.,139: 394–401. Tindle, A. & Breaks, F. (1998). Oxide minerals of the Separation Rapids rare-element granitic pegmatite group, northwestern Ontario. Can. Mineral., 36: 609–635. Tindle, A. & Breaks, F. (2000). Columbite-tantalite mineral chemistry from rare element granitic pegmatites: Separation Lake area, N.W. Ontario, Canada. Mineral. Petrol., 70: 165–198. Tindle, A. G. & Webb, P. C. (1990). Estimation of lithium contents in trioctahedral micas using microprobe data: application to micas from granitic rocks. Eur. J. Mineral., 2: 595–610. Tischendorf, G. (1977). Geochemical and petrographic characteristics of silicic magmatic rocks associated with rare-element mineralization. In: M. Stemprok, L. Burnol & G. Tischendorf (Eds.), Metallisation Associated with Acid Magmatism, Czec. Geol. Surv., Praga, 2: 41–96. Tischendorf, G., Förster, H. -J., & Gottesmann, B. (2001). Minorand trace-element composition of trioctahedral micas: a review. Mineral. Mag., 65: 249–276. Tischendorf, G., Gottesmann, B., Förster, H. J., & Trumbull, R. B. (1997). On Li-bearing micas: estimating Li from electron microprobe analyses and an improved diagram for graphical representation. Mineral. Mag., 61: 809–834. Torre de Assunção, C. F. (1954). Notas de mineralogia e petrologia. III Ocorrência de espodumena em Gelfa (Âncora). Bol. Mus. Lab. Mineral. Geol. Fac. Ciências Lisboa, 7ª série, 22: 29–32. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 244 Tóth, E., Weiszburg, T. G., Jeffries, T. & Williams, C. T. (2010). Submicroscopic accessory minerals overprinting clay mineral REE patterns (celadonite–glauconite group examples). Chem. Geol., 269: 312–328. Tribe, I. R & D’Lemos, R. S. (1996). Significance of a hiatus in down-temperature fabric development within syn-tectonic quartz diorite complexes, Channel Islands, UK. J. Geol. Soc. London, 153: 127–138. Trueman, D. L. & Černý, P. (1982). Exploration for rare-element granitic pegmatites. In: P. Černý (Eds.), Granitic Pegmatites in Science and Industry. Mineralogical Association of Canada, Short Course Handbook, 8, p. 463–494. Tuttle, O. F. & Bowen, N. L. (1958). Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAlSi3O8-KAlSi3O8-SiO2-H2O. Geol. Soc. Am. Mem., 74, 153 p. Ugidos, J. M. (1987). Asimilación en los granitos Hercínicos: aspectos básicos e implicaciones. In: F. Bea, A. Carnicero, J. C. Gonzalo, M. López-Plaza & M. D. Rodríguez Alonso (Eds.), Geología de los Granitóides y Rocas Asociadas del Macizo Hesperico. Libro de Homenaje a L. C. García de Figuerola, Editorial Rueda. Madrid, p. 315–320. Valle Aguado, B., Arenas, R. & Martínez-Catalán, J. R. (1993). Evolución metamórfica Hercínica en la región de la Serra de Arada (Norte de Portugal). Comun. Inst. Geol. Min. Portugal, 79: 41–61. Valle Aguado, B., Azevedo, M. R., Schaltegger, U., Martínez-Catalán, J. R. & Nolan, J. (2005). U- -Pb zircon and monazite geochronology of Variscan magmatism related to syn-convergence extension in Central Northern Portugal. Lithos, 82: 169–184. van Lichtervelde, M. (2006). Métallogénie du tantale: application aux différents styles de minéralisations en tantale dans la pegmatite de Tanco, Manitoba, Canada. Tese de Doutoramento. Univ. Toulouse III - Paul Sabatier, França. 249 p. van Lichtervelde, M., Grégoire, M., Linnen R., Béziat, D. & Salvi, S. (2008). Trace element geochemistry by laser ablation ICP-MS of micas associated with Ta mineralization in the Tanco pegmatite, Manitoba, Canada. Contrib. Mineral. Petrol., 155: 791–806. Veksler, I. V. (2004). Element enrichment and fractionation by magmatic aqueous fluids: experimental constraints on melt-fluid inmiscibility and element partitioning. In: R. L. Linnen and I. M. Samson, (Eds.), Rare Element Geochemistry and Ore Deposits, Geol. Assoc. Can., Short Course Notes, 17, p. 103–129. Veksler, I. V. & Thomas, R. (2002). An experimental study of B-,Pand F-rich synthetic granite pegmatite at 0.1 and 0.2 GPa. Contrib. Mineral. Petrol., 143: 673–683. Vernon, R. H. (2004). A pratical guide to rock microstructure. Cambridge University Press, Reino Unido, 549 p. Viegas, L. (1983). Recursos minerais de volfrâmio e estanho na região de Freixo-Escalhão. Relatório interno do Serv. Fom. Min., Porto. 45 p.. (não publicado). Referências bibliográficas 245 Viegas, L., Lima, L.P., Soares, J. & Fonseca, E. C. (1983-85). Aplicação da análise estatística multi-variada ao estudo de amostras de sedimentos na região de EscalhãoBarca D’Alva (NE de Portugal). Bol. Soc. Geol. Portugal, XXIV: 161–169. Viegas, L., Ramos, F. & Sousa, B. (1979). Um exemplo de prospecção geológica (skarns de Tabuaço-Douro). Relatório interno S. F. M. Bol. Minas, 16 (3–4). Vieira, R. & Lima, A. (2005a). The rare element (Li-rich) pegmatite-aplite veins of the Almendra – – Souto region. (Vila Nova de Foz-Côa and Penedono - NE Portugal). Abstracts of the international meeting, crystallization processes in granitic pegmatites: petrologic, mineralogic and geochemical aspects, Elba, Itália, p. 48–49. Vieira, R. & Lima, A. (2005b). Relação geoquímica entre os aplitopegmatitos da região de Almendra – Souto e os granitos envolventes (NE de Portugal). Livro de actas da XIV Semana de Geoquímica & VIII Congresso de Geoquímica dos Países de Língua Portuguesa, vol. I, p. 189–193. Vieira, R. & Lima, A. (2007). Locality No. 3, Bajoca Mine, Almendra, Portugal. In: A. Lima & E. Roda-Robles (Eds.), Granitic Pegmatites: the state of the art, Field trip guidebook, Dep. Geologia FCUP, Porto, Portugal, Maio 2007, Memórias n.° 9, p. 39–43. Vieira R., Lima A., Roda E. & Martins T. (2007a). Lithium-bearing pegmatite resources at Fregeneda-Almendra pegmatitic field (Spain & Portugal). Goldschmidt Conference Abstracts, Geochim. Cosmochim. Acta, 71(15–1): A1066. Vieira, R., Lima, A. & Roda, E. (2008). Aplitopegmatitos litiníferos do sector Almendra–Barca D’Alva (NE Portugal): Controlo estrutural e metamórfico. Resumos da 8ª Conferência Anual do GGET, Dep. Geol. FCUP, Memórias n.º 13, p. 52–56. Vieira, R., Silva, F. & Lima, A. (2007b). Lithium Pegmatites Exploration in eastern Portugal using Statistical and Geoestatistical Analysis. Resumos do 23º International Applied Geochemistry Symposium (IAGS 2007), Oviedo, Espanha, p. 63. Vieira, R., Lima, A., Roda, E., & Pesquera, A. (2007c). Mica-geochemistry from Fregeneda (Spain) – Almendra (Portugal) Pegmatitic Field Veins: preliminary data. Resumos da XV Semana de Geoquímica e VI Congresso Ibérico de Geoquímica, Univ. de Trás-os-Montes e Alto Douro (UTAD), p. 57–60. Vieira, R., Roda, E., Pesquera, A. & Lima, A. (2010). Chemical variation and significance of micas from the FregenedaA lmendra pegmatitic field (Central Iberian Zone, Spain and Portugal). Am. Mineral., em publicação. Walker, R. J., Hanson, G. N. & Papike, J. J. (1989). Trace element constraints on pegmatite genesis: Tin Mountain pegmatite, Black Hills, South Dakota. Contrib. Mineral. Petrol., 101: 290–300. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 246 Webber, K. L., Falster, A. U., Simmons, W. B. & Foord, E. E. (1997). The role of diffusion- -controlled oscillatory nucleation in the formation of line rock in pegmatite-aplite dikes. J. Petrol., 38: 1777–1791. Webber, K. L. & Simmons, Wm. B. (2007). Crystallization dynamics. In: T. Martins & R. Vieira (Eds.). Granitic Pegmatites: the state of the art, Book of Abstracts, Dep. Geologia FCUP, Porto, Portugal, Maio 2007, Memórias n.° 8, p. 17–19. Webber, K. L., Simmons, Wm. B., Falster, A. U. (2005). Rapid Conductive Cooling of Sheet-Like Pegmatites. Crystallization Processes in Granitic Pegmatites, International Meeting, Elba Island, Italy. MSA web site, http://www.minsocam.org/MSA/Special/Pig/PIG_articles/ Webber, K. L., Simmons, Wm. B., Falster, A. U., Foord, E. E. (1999). Cooling rates and crystallization dynamics of shallow level pegmatite-aplite dikes, San Diego County, California. Am. Mineral., 84: 708–717. Wise, M. A. (1995). Trace element chemistry of lithium-rich micas from rare-element granitic pegmatites. Mineral. Petrol., 55: 203–215. Wise, M. A. (1999). Characterization and classification of NYF-type pegmatites. Can. Mineral., 37: 802–803. White, S. (1975). Tectonic deformation and recrystallization of oligoclase. Contrib. Mineral. Petrol., 50: 287–304. Wolf, M. B. & London, D. (1997). Boron in granitic magmas: stability of tourmaline in equilibrium with biotite and cordierite. Cont. Mineral. Petrol., 130: 12–30. Zagorsky, V. Ye., Makagon, V. M. & Shmakin, B. M. (1999). The systematics of granitic pegmatites. Can. Mineral., 37, 800–802. ANEXOS Figura da capa: azulejaria portuguesa, estação de Barca D’Alva, Portugal. Anexos 249 ANEXO A. RESULTADOS DE GEOQUÍMICA MINERAL Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 250 Anexo A. 1. Micas – Microssonda Electrónica. Dados adicionais da composição química de moscovite e moscovite-litinífera, dos filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Tipologia dos filões de acordo com o definido no capítulo IV. (Ms – moscovite; MsLi – moscovite- -litinífera; n.a. – não analisado * - calculado: Li2O = 0,5387F - 0,1205; † - calculado). Tipo 1 1 1 1 1 1 4 4 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 Mica Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms wt% SiO2 45,22 45,97 45,01 44,97 45,03 45,11 46,06 46,42 44,68 43,93 43,67 44,15 44,20 44,13 45,54 46,46 46,84 45,95 TiO2 1,28 0,97 0,21 0,22 0,21 0,22 0,08 0,00 0,14 0,04 0,00 0,10 0,00 0,05 0,00 0,00 0,00 0,02 Al2O3 34,01 34,00 34,93 35,09 35,32 35,90 36,87 37,44 36,96 36,16 35,97 36,62 37,04 36,55 33,95 33,74 34,72 34,70 FeO 1,64 1,76 2,06 2,08 1,68 2,03 1,53 0,04 0,60 0,66 0,92 0,69 0,55 0,68 1,49 1,29 1,28 1,69 MnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,09 0,00 0,00 0,00 0,05 0,07 0,05 0,07 0,13 0,07 0,05 0,00 0,17 0,09 MgO 0,95 0,94 0,53 0,51 0,36 0,37 0,38 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,10 0,33 0,21 0,22 ZnO n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,12 0,00 0,00 0,00 0,10 0,00 0,00 0,02 0,00 0,05 0,00 0,00 CaO 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,01 0,05 0,01 0,02 0,03 0,01 0,02 0,13 0,08 0,01 0,05 Li2O* 0,18 0,25 0,17 0,18 0,18 0,09 0,19 0,00 0,00 0,12 0,13 0,23 0,20 0,14 0,16 0,08 0,26 0,39 Na2O 0,73 0,53 0,75 0,77 0,82 0,73 0,96 0,30 0,29 0,37 0,47 0,45 0,68 0,45 0,63 0,48 0,43 0,40 K2O 9,99 9,81 9,76 9,62 9,89 9,90 9,45 10,60 10,59 10,07 10,23 10,27 9,58 10,15 9,99 10,50 10,59 10,62 BaO 0,00 0,18 0,00 0,00 0,00 0,00 0,07 0,00 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,06 0,00 0,00 0,00 Rb2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,46 0,56 0,65 0,65 0,59 0,58 0,00 0,14 0,05 0,12 Cs2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,26 0,43 0,46 0,38 0,39 0,38 0,00 0,00 0,00 0,09 F 0,57 0,69 0,54 0,56 0,56 0,39 0,57 0,00 0,00 0,45 0,47 0,65 0,60 0,44 0,53 0,38 0,71 0,95 O=F 0,24 0,29 0,23 0,24 0,23 0,16 0,24 0,00 0,00 0,19 0,20 0,27 0,25 0,18 0,22 0,16 0,30 0,40 H2O† 4,17 4,13 4,16 4,15 4,16 4,27 4,28 4,53 4,44 4,14 4,12 4,10 4,13 4,18 4,11 4,23 4,14 4,00 Total 98,50 98,95 97,89 97,95 98,06 98,85 100,32 99,39 98,52 96,80 97,05 98,12 97,85 97,67 96,52 97,60 99,12 98,89 24 (O, OH, F) Si 6,114 6,177 6,116 6,104 6,104 6,071 6,078 6,145 6,039 6,049 6,028 6,011 6,006 6,027 6,262 6,323 6,272 6,196 IVAl 1,886 1,823 1,884 1,896 1,896 1,929 1,922 1,855 1,961 1,951 1,972 1,989 1,994 1,973 1,738 1,677 1,728 1,804 (Z) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 VIAl 3,533 3,561 3,710 3,717 3,747 3,765 3,812 3,986 3,928 3,919 3,879 3,886 3,938 3,910 3,763 3,736 3,751 3,711 Ti 0,130 0,098 0,022 0,022 0,021 0,023 0,008 0,000 0,014 0,004 0,000 0,010 0,000 0,006 0,000 0,000 0,000 0,002 Fe2+ 0,185 0,198 0,234 0,236 0,190 0,228 0,169 0,004 0,068 0,076 0,106 0,079 0,063 0,078 0,172 0,147 0,144 0,191 Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,011 0,000 0,000 0,000 0,006 0,008 0,006 0,008 0,015 0,009 0,005 0,000 0,019 0,010 Mg 0,192 0,189 0,108 0,104 0,072 0,075 0,074 0,010 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,020 0,067 0,041 0,045 Li 0,100 0,137 0,094 0,100 0,097 0,047 0,098 0,000 0,000 0,068 0,075 0,126 0,111 0,076 0,090 0,046 0,140 0,212 Zn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,012 0,000 0,000 0,000 0,010 0,000 0,000 0,002 0,000 0,005 0,000 0,000 (Y) 4,140 4,182 4,168 4,179 4,139 4,138 4,173 4,001 4,016 4,074 4,076 4,109 4,126 4,080 4,051 4,000 4,095 4,170 Ca 0,000 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 0,001 0,008 0,001 0,003 0,005 0,001 0,004 0,019 0,012 0,001 0,008 Na 0,192 0,137 0,197 0,202 0,216 0,190 0,247 0,076 0,077 0,099 0,125 0,120 0,178 0,120 0,167 0,126 0,111 0,104 K 1,723 1,682 1,692 1,666 1,710 1,700 1,591 1,790 1,826 1,769 1,801 1,783 1,661 1,768 1,753 1,824 1,810 1,827 Rb 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,040 0,049 0,058 0,057 0,051 0,051 0,000 0,012 0,005 0,010 Cs 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,015 0,025 0,027 0,022 0,023 0,022 0,000 0,000 0,000 0,005 (X) 1,915 1,819 1,889 1,872 1,927 1,890 1,837 1,867 1,966 1,943 2,014 1,986 1,914 1,965 1,939 1,975 1,926 1,954 F 0,242 0,295 0,233 0,242 0,238 0,164 0,237 0,000 0,000 0,196 0,207 0,280 0,258 0,188 0,229 0,163 0,299 0,405 OH 3,758 3,705 3,767 3,758 3,762 3,836 3,764 4,000 4,000 3,803 3,793 3,720 3,742 3,812 3,770 3,837 3,701 3,595 Tipo 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 7 7 7 7 7 7 Mica Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms wt% SiO2 45,34 46,67 46,50 46,09 45,48 46,12 46,49 45,66 45,60 45,77 47,50 45,74 45,90 46,80 46,35 45,33 45,38 45,39 TiO2 0,13 0,01 0,37 0,00 0,19 0,19 0,27 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,12 0,08 0,12 0,15 0,06 0,00 Al2O3 35,31 35,05 35,54 34,85 35,41 35,09 34,25 33,75 35,70 34,96 32,38 34,89 37,13 39,11 37,12 36,71 36,49 36,96 FeO 1,28 1,81 1,35 1,93 1,01 1,02 1,79 2,17 1,41 1,25 1,55 1,58 0,94 0,60 1,17 0,70 0,73 0,90 Anexos 251 Anexo A. 1 (continuação) Tipo 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 6 7 7 7 7 7 7 Mica Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms MnO 0,00 0,00 0,00 0,08 0,00 0,10 0,00 0,03 0,00 0,10 0,12 0,00 0,00 0,05 0,04 0,10 0,02 0,00 MgO 0,12 0,14 0,17 0,15 0,03 0,28 0,14 0,23 0,14 0,13 0,53 0,14 0,04 0,09 0,13 0,00 0,00 0,00 ZnO 0,17 0,00 0,00 0,04 0,08 0,00 0,06 0,00 0,07 0,04 0,00 0,00 0,00 0,20 0,11 0,00 0,17 0,01 CaO 0,08 0,10 0,02 0,06 0,03 0,06 0,02 0,06 0,00 0,06 0,05 0,03 0,00 0,00 0,01 0,03 0,08 0,08 Li2O* 0,45 0,44 0,03 0,22 0,08 0,00 0,07 0,22 0,07 0,26 0,11 0,22 0,10 0,08 0,19 0,19 0,11 0,31 Na2O 0,36 0,55 0,51 0,52 0,40 0,24 0,58 0,49 0,34 0,45 0,19 0,45 0,56 0,38 0,38 0,69 0,69 0,94 K2O 10,77 10,24 10,26 10,38 10,69 10,84 10,10 10,11 10,68 10,58 10,17 10,39 10,51 9,05 8,65 10,32 10,22 9,75 BaO 0,00 0,18 0,00 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,16 0,00 0,00 0,13 0,00 0,03 0,08 n.a. n.a. n.a. Rb2O 0,10 0,10 0,00 0,07 0,00 0,00 0,00 0,12 0,02 0,13 0,10 0,11 0,35 0,01 0,01 0,09 0,11 0,09 Cs2O 0,04 0,00 0,09 0,00 0,05 0,07 0,02 0,04 0,00 0,00 0,11 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 F 1,05 1,04 0,28 0,63 0,38 0,23 0,35 0,63 0,35 0,71 0,43 0,63 0,42 0,37 0,58 0,58 0,43 0,80 O=F 0,44 0,44 0,12 0,26 0,16 0,10 0,15 0,26 0,15 0,30 0,18 0,26 0,18 0,16 0,24 0,24 0,18 0,34 H2O† 3,94 4,01 4,36 4,16 4,24 4,34 4,27 4,08 4,28 4,10 4,20 4,13 4,33 4,46 4,26 4,20 4,26 4,11 Total 98,69 99,91 99,35 98,95 97,92 98,48 98,28 97,32 98,67 98,24 97,27 98,20 100,22 101,15 98,96 98,86 98,57 99,01 24 (O, OH, F) Si 6,123 6,215 6,204 6,206 6,168 6,219 6,280 6,254 6,150 6,196 6,473 6,198 6,082 6,056 6,139 6,075 6,100 6,061 IVAl 1,877 1,785 1,796 1,794 1,832 1,781 1,720 1,746 1,850 1,804 1,527 1,802 1,918 1,944 1,861 1,925 1,900 1,939 (Z) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 VIAl 3,743 3,716 3,792 3,736 3,828 3,796 3,732 3,701 3,825 3,774 3,674 3,771 3,880 4,021 3,933 3,873 3,882 3,878 Ti 0,013 0,001 0,037 0,000 0,020 0,019 0,028 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,012 0,008 0,012 0,015 0,006 0,000 Fe2+ 0,144 0,201 0,150 0,218 0,115 0,115 0,202 0,248 0,159 0,142 0,177 0,178 0,104 0,064 0,130 0,078 0,082 0,101 Mn 0,000 0,000 0,000 0,009 0,000 0,012 0,000 0,003 0,000 0,012 0,014 0,000 0,000 0,005 0,004 0,012 0,003 0,000 Mg 0,024 0,028 0,034 0,031 0,007 0,056 0,029 0,048 0,028 0,026 0,107 0,029 0,008 0,017 0,025 0,000 0,000 0,000 Li 0,242 0,237 0,016 0,117 0,046 0,001 0,038 0,119 0,038 0,141 0,061 0,118 0,056 0,041 0,101 0,103 0,060 0,167 Zn 0,017 0,000 0,000 0,004 0,008 0,000 0,006 0,000 0,007 0,004 0,000 0,000 0,000 0,019 0,011 0,000 0,017 0,001 (Y) 4,183 4,184 4,029 4,114 4,023 3,999 4,035 4,119 4,057 4,099 4,033 4,099 4,060 4,177 4,216 4,082 4,050 4,147 Ca 0,012 0,014 0,003 0,008 0,005 0,009 0,003 0,008 0,001 0,008 0,008 0,005 0,000 0,000 0,002 0,004 0,012 0,012 Na 0,095 0,141 0,133 0,136 0,104 0,063 0,153 0,130 0,090 0,117 0,049 0,119 0,143 0,096 0,098 0,178 0,179 0,244 K 1,855 1,739 1,746 1,783 1,849 1,865 1,741 1,767 1,838 1,827 1,768 1,797 1,777 1,494 1,462 1,765 1,752 1,660 Rb 0,009 0,009 0,000 0,006 0,000 0,000 0,000 0,010 0,001 0,012 0,009 0,010 0,030 0,001 0,001 0,008 0,009 0,008 Cs 0,002 0,000 0,005 0,000 0,003 0,004 0,001 0,003 0,000 0,000 0,007 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 (X) 1,973 1,903 1,886 1,934 1,961 1,941 1,898 1,918 1,930 1,964 1,841 1,930 1,950 1,591 1,563 1,956 1,953 1,924 F 0,449 0,440 0,117 0,267 0,163 0,098 0,150 0,271 0,150 0,302 0,185 0,269 0,175 0,152 0,241 0,245 0,182 0,338 OH 3,551 3,560 3,883 3,734 3,837 3,902 3,849 3,729 3,850 3,698 3,815 3,731 3,825 3,848 3,759 3,755 3,818 3,662 Tipo 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 7 Mica Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms wt% SiO2 44,80 44,36 44,64 45,32 44,92 44,61 44,97 45,01 45,60 46,32 45,97 45,49 45,42 44,30 44,88 46,19 44,86 44,92 TiO2 0,25 0,00 0,00 0,00 0,00 0,08 0,14 0,08 0,30 0,10 0,00 0,04 0,03 0,09 0,00 0,00 0,01 0,20 Al2O3 37,28 36,96 36,94 36,69 36,59 36,50 36,55 36,96 36,76 37,33 37,35 36,93 37,48 37,34 37,61 36,05 37,42 36,71 FeO 0,61 0,82 0,70 1,00 0,98 1,14 1,01 0,85 1,02 0,42 0,33 0,43 0,70 0,83 0,70 1,09 0,67 1,31 MnO 0,00 0,00 0,04 0,04 0,06 0,00 0,00 0,03 0,09 0,04 0,06 0,00 0,09 0,20 0,01 0,04 0,00 0,13 MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,17 0,00 0,00 ZnO 0,10 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,20 0,16 0,00 0,14 0,15 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 CaO 0,05 0,03 0,00 0,05 0,00 0,00 0,02 0,05 0,00 0,01 0,01 0,00 0,03 0,01 0,00 0,08 0,03 0,00 Li2O* 0,39 0,11 0,10 0,04 0,15 0,18 0,35 0,00 0,18 0,00 0,00 0,11 0,17 0,15 0,16 0,00 0,00 0,22 Na2O 0,91 0,57 0,49 0,56 0,64 0,55 0,66 0,63 0,54 0,07 0,12 0,17 0,12 0,51 0,57 0,49 0,67 0,48 K2O 9,76 10,54 10,39 10,28 10,25 10,36 10,02 9,92 10,42 10,32 10,74 10,71 10,71 10,66 10,40 9,88 10,33 10,56 BaO n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 258 Anexo A. 1 (continuação) Tipo 9 9 9 9 9 9 9 9 9 9 9 10 10 10 10 10 10 10 Mica MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi Ms MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi 24 (O, OH, F) Si 6,686 6,788 6,500 6,438 6,419 6,674 6,931 7,283 7,007 6,714 6,645 6,273 6,740 6,891 6,768 6,730 6,570 6,795 IVAl 1,314 1,212 1,500 1,562 1,581 1,326 1,069 0,717 0,993 1,286 1,355 1,727 1,260 1,109 1,232 1,270 1,430 1,205 (Z) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 VIAl 2,861 2,877 3,303 3,326 3,296 3,248 2,882 2,721 2,857 2,824 3,032 3,677 3,269 3,070 3,158 3,129 3,351 3,026 Ti 0,025 0,011 0,013 0,009 0,011 0,000 0,001 0,003 0,006 0,005 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 Fe2+ 0,423 0,340 0,241 0,264 0,280 0,200 0,007 0,011 0,003 0,130 0,095 0,012 0,000 0,000 0,001 0,004 0,007 0,004 Mn 0,054 0,056 0,019 0,028 0,024 0,012 0,052 0,029 0,050 0,073 0,041 0,020 0,022 0,047 0,023 0,015 0,006 0,019 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Li 1,818 1,844 1,121 1,059 1,085 1,136 2,272 2,440 2,206 2,287 2,006 0,664 1,379 1,828 1,685 1,851 1,336 2,058 Zn 0,031 0,000 0,036 0,001 0,010 0,005 0,006 0,017 0,009 0,035 0,012 0,000 0,000 0,000 0,017 0,009 0,000 0,000 (Y) 5,212 5,128 4,734 4,686 4,706 4,600 5,220 5,221 5,130 5,354 5,185 4,373 4,670 4,946 4,884 5,009 4,699 5,108 Ca 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,005 0,001 Na 0,058 0,035 0,044 0,082 0,096 0,095 0,047 0,022 0,043 0,038 0,061 0,118 0,139 0,088 0,077 0,093 0,107 0,100 K 1,672 1,787 1,717 1,770 1,780 1,862 1,859 1,869 1,892 1,861 1,777 1,780 1,797 1,772 1,774 1,738 1,816 1,808 Rb 0,048 0,067 0,037 0,045 0,055 0,049 0,096 0,073 0,088 0,088 0,088 0,071 0,088 0,107 0,101 0,114 0,076 0,087 Cs 0,019 0,015 0,021 0,008 0,005 0,002 0,016 0,023 0,046 0,044 0,034 0,000 0,004 0,009 0,037 0,031 0,007 0,024 (X) 1,797 1,903 1,821 1,904 1,935 2,011 2,018 1,986 2,069 2,030 1,959 1,968 2,027 1,975 1,990 1,975 2,011 2,019 F 2,753 2,791 1,733 1,644 1,681 1,755 3,413 3,659 3,319 3,436 3,025 1,064 2,109 2,765 2,556 2,799 2,046 3,101 OH 1,247 1,209 2,267 2,356 2,319 2,244 0,586 0,341 0,681 0,564 0,975 2,935 1,889 1,234 1,444 1,201 1,953 0,899 Tipo 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 Mica Ms-Li MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi Ms-Li MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi Ms-Li wt% SiO2 48,84 50,08 49,21 50,12 47,39 47,38 47,83 48,24 48,34 49,14 47,95 48,61 48,99 47,86 50,91 TiO2 0,00 0,00 0,05 0,00 0,00 0,11 0,00 0,00 0,01 0,07 0,01 0,01 0,00 0,03 0,00 Al2O3 27,95 25,95 27,89 28,07 30,49 31,41 30,99 30,06 30,27 28,43 29,92 29,71 28,34 29,75 24,50 FeO 0,00 0,01 0,06 0,03 0,04 0,00 0,00 0,08 0,09 0,06 0,12 0,05 0,02 0,00 0,00 MnO 0,11 0,11 0,03 0,07 0,41 0,20 0,33 0,26 0,51 0,35 0,36 0,21 0,33 0,30 0,29 MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 ZnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,07 0,01 0,00 0,19 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 CaO 0,00 0,07 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,02 0,01 0,00 0,03 0,02 0,00 0,00 0,00 Li2O* 3,21 3,55 2,93 3,41 2,61 1,83 2,42 2,56 3,23 3,78 2,19 2,54 3,19 2,76 4,18 Na2O 0,31 0,29 0,34 0,45 0,32 0,45 0,41 0,30 0,30 0,31 0,48 0,48 0,50 0,23 0,40 K2O 10,36 10,34 10,32 9,93 10,38 10,31 10,44 10,41 10,07 10,27 10,25 10,35 10,38 10,41 10,00 BaO n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. Rb2O 1,09 1,11 0,97 0,98 1,10 1,05 1,28 1,32 1,35 1,47 1,17 0,97 1,20 1,20 1,19 Cs2O 0,17 0,24 0,18 0,16 0,12 0,05 0,17 0,10 0,09 0,25 0,11 0,08 0,02 0,04 0,37 F 6,17 6,82 5,66 6,55 5,07 3,63 4,72 4,97 6,21 7,24 4,28 4,93 6,15 5,34 7,98 O=F 2,60 2,87 2,38 2,76 2,13 1,53 1,99 2,09 2,62 3,05 1,80 2,08 2,59 2,25 3,36 H2O† 1,46 1,14 1,71 1,37 2,00 2,69 2,21 2,07 1,54 1,04 2,36 2,09 1,51 1,87 0,61 Total 97,07 96,85 96,95 98,38 97,79 97,60 98,89 98,30 99,39 99,56 97,44 97,96 98,04 97,54 97,06 24 (O, OH, F) Si 6,677 6,858 6,723 6,727 6,451 6,447 6,449 6,533 6,470 6,587 6,550 6,582 6,641 6,523 6,956 IVAl 1,323 1,142 1,277 1,273 1,549 1,553 1,551 1,467 1,530 1,413 1,450 1,418 1,359 1,477 1,044 (Z) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 VIAl 3,180 3,047 3,214 3,167 3,342 3,484 3,374 3,331 3,245 3,079 3,367 3,323 3,169 3,302 2,902 Ti 0,000 0,000 0,005 0,000 0,000 0,011 0,000 0,000 0,001 0,007 0,001 0,001 0,000 0,003 0,000 Fe2+ 0,000 0,002 0,007 0,003 0,004 0,000 0,000 0,009 0,010 0,007 0,014 0,006 0,003 0,000 0,000 Mn 0,012 0,013 0,004 0,008 0,047 0,023 0,038 0,029 0,058 0,040 0,042 0,024 0,038 0,035 0,033 Anexos 259 Anexo A. 1 (continuação) Tipo 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 10 Mica Ms-Li MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi Ms-Li MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi MsLi Ms-Li Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Li 1,762 1,958 1,608 1,838 1,429 1,003 1,314 1,392 1,737 2,037 1,201 1,381 1,740 1,510 2,296 Zn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,007 0,001 0,000 0,019 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 (Y) 4,955 5,019 4,838 5,016 4,822 4,522 4,733 4,762 5,050 5,190 4,625 4,734 4,950 4,850 5,232 Ca 0,000 0,010 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,002 0,001 0,000 0,004 0,002 0,000 0,000 0,000 Na 0,082 0,078 0,090 0,117 0,085 0,120 0,107 0,078 0,077 0,080 0,127 0,126 0,130 0,062 0,106 K 1,807 1,806 1,799 1,700 1,803 1,790 1,796 1,799 1,719 1,757 1,786 1,787 1,795 1,811 1,742 Rb 0,095 0,098 0,085 0,084 0,096 0,092 0,111 0,115 0,116 0,126 0,103 0,084 0,104 0,105 0,105 Cs 0,010 0,014 0,010 0,009 0,007 0,003 0,010 0,006 0,005 0,014 0,007 0,005 0,001 0,002 0,021 (X) 1,994 2,006 1,985 1,912 1,991 2,005 2,025 2,001 1,918 1,977 2,027 2,004 2,030 1,979 1,974 F 2,669 2,955 2,444 2,778 2,182 1,561 2,014 2,127 2,630 3,068 1,850 2,112 2,636 2,301 3,449 OH 1,331 1,045 1,556 1,222 1,818 2,439 1,986 1,873 1,370 0,932 2,150 1,888 1,365 1,698 0,551 Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 260 Anexo A. 2. Micas – ICP-MS. Dados adicionais de elementos traço de micas dos granitos e filões do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. As amostras analisadas provêem dos mesmos granitos e filões apresentados na Tabela V.3. Tipologia dos filões de acordo com a denominação do capítulo IV. (Fgranito de Feli; M – granito de Mêda; Ms – moscovite; MsLi – – moscovite-litinífera). Tipo F M 1 2 3 4 6 7 8 9 10 11 Mica Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms Ms MsLi MsLi Ms (ppm) Sr 9 8 4 79 25 8 5 46 6 39 27 29 Sc 7 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 V 15 18 4 51 8 5 3 2 2 2 2 13 Cr 14 13 6 19 10 7 8 5 7 6 7 5 Co 1 2 1 1 0 0 0 0 0 0 0 1 Cu 11 3 3 5 8 7 2 1 2 10 2 0 Ga 117 86 115 60 105 98 132 70 97 114 120 112 Hf 1 1 0 0 1 0 0 0 0 0 2 0 Mo 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 1 U 4 4 1 0 3 0 0 1 1 1 1 0 Th 3 6 0 1 1 0 0 0 1 0 1 0 Anexos 261 Anexo A. 3. Turmalina – Microssonda Electrónica. Dados adicionais da composição química de turmalina, do granito de Feli, dos filões 1, 3, 4 e 6, e dos metassedimentos encaixantes, do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Tipologia dos filões de acordo com o definido no capítulo IV. (F – granito de Feli; g – granito; f – filão; rx – rocha encaixante; n.a. – não analisado; * - calculado: estequiometria B = 3 e OH + F = 4 a.p.f.u.). Tipo F F F F F F F F F F F 1 1 1 3 3 3 Amostra g g ggggggggg f f f f f f wt% SiO2 34,99 35,03 35,05 34,91 35,15 35,28 35,06 34,97 34,96 35,02 34,43 35,43 35,30 35,22 35,75 35,52 36,14 TiO2 0,79 0,75 0,74 0,74 0,55 0,56 1,04 0,98 1,00 0,98 1,27 0,30 0,21 0,33 0,65 0,25 0,36 Al2O3 31,21 32,17 32,51 32,47 31,78 31,88 32,13 32,59 32,08 31,94 31,42 33,00 32,88 33,78 33,02 33,06 33,53 Cr2O3 0,00 0,02 0,01 0,02 0,02 0,02 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,06 0,02 0,00 0,01 0,01 0,07 FeO 13,76 12,99 12,78 12,62 12,94 12,98 12,56 12,90 13,33 13,27 13,79 12,67 11,65 11,92 11,19 11,56 11,97 MnO 0,07 0,14 0,12 0,11 0,12 0,10 0,04 0,06 0,09 0,09 0,10 0,21 0,14 0,25 0,09 0,21 0,26 MgO 2,16 2,16 2,03 1,99 2,04 2,01 1,84 1,64 1,50 1,48 1,79 1,22 1,35 1,47 3,07 2,89 2,13 ZnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,42 0,03 0,06 0,00 0,05 0,03 CaO 0,01 0,03 0,04 0,06 0,07 0,07 0,04 0,04 0,04 0,04 0,04 0,08 0,06 0,07 0,13 0,09 0,06 Na2O 2,20 2,15 2,08 2,02 2,08 2,08 2,08 1,99 2,11 1,99 2,19 1,66 1,64 1,81 2,14 2,11 1,77 K2O 0,06 0,06 0,06 0,07 0,08 0,05 0,07 0,06 0,07 0,05 0,08 0,09 0,00 0,03 0,03 0,07 0,04 F 1,08 1,03 0,63 0,69 0,96 0,89 0,85 0,71 0,75 0,81 0,96 0,45 0,30 0,27 0,46 0,95 0,62 O=F 0,45 0,44 0,27 0,29 0,40 0,37 0,36 0,30 0,32 0,34 0,41 0,19 0,13 0,12 0,19 0,40 0,26 H2O* 3,04 3,08 3,27 3,23 3,09 3,13 3,15 3,22 3,19 3,15 3,07 3,34 3,36 3,43 3,40 3,16 3,34 B2O3* 10,29 10,37 10,33 10,30 10,29 10,31 10,30 10,32 10,28 10,26 10,24 10,30 10,15 10,32 10,49 10,49 10,53 Li2O* 0,42 0,44 0,36 0,39 0,45 0,44 0,50 0,43 0,45 0,46 0,43 0,35 0,45 0,34 0,34 0,41 0,36 Total 99,63 99,98 99,74 99,32 99,22 99,43 99,30 99,61 99,55 99,21 99,41 99,38 97,42 99,19 100,59 100,42 100,96 24,5 O Si 5,911 5,875 5,897 5,893 5,940 5,950 5,914 5,890 5,909 5,931 5,844 5,983 6,043 5,935 5,923 5,890 5,966 B 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 IVAl 0,089 0,125 0,103 0,107 0,060 0,050 0,086 0,110 0,091 0,069 0,156 0,017 0,000 0,065 0,077 0,110 0,034 Al (Z) 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 Al (Y) 0,126 0,235 0,345 0,354 0,272 0,289 0,305 0,361 0,302 0,308 0,130 0,551 0,636 0,647 0,373 0,351 0,492 Ti 0,100 0,095 0,094 0,094 0,070 0,071 0,132 0,124 0,127 0,125 0,162 0,038 0,027 0,042 0,081 0,031 0,044 Cr3+ 0,000 0,003 0,001 0,003 0,003 0,003 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,009 0,002 0,000 0,001 0,001 0,010 Fe2+ 1,944 1,822 1,798 1,782 1,829 1,831 1,772 1,817 1,884 1,880 1,957 1,789 1,669 1,681 1,550 1,603 1,652 Mn 0,010 0,020 0,017 0,016 0,017 0,014 0,006 0,009 0,013 0,013 0,014 0,030 0,020 0,036 0,013 0,029 0,037 Mg 0,544 0,540 0,509 0,501 0,514 0,505 0,463 0,412 0,378 0,374 0,453 0,306 0,344 0,370 0,759 0,715 0,524 Zn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,052 0,004 0,007 0,000 0,006 0,004 ∑ (Y) 2,724 2,714 2,764 2,748 2,704 2,713 2,677 2,723 2,706 2,699 2,717 2,774 2,704 2,781 2,778 2,736 2,763 Li* 0,276 0,286 0,236 0,252 0,296 0,287 0,323 0,277 0,294 0,301 0,283 0,226 0,296 0,219 0,222 0,264 0,237 Ca 0,002 0,005 0,007 0,011 0,013 0,013 0,007 0,007 0,007 0,007 0,007 0,015 0,010 0,013 0,024 0,016 0,010 Na 0,721 0,699 0,679 0,661 0,682 0,680 0,680 0,650 0,692 0,653 0,721 0,544 0,544 0,593 0,688 0,677 0,566 K 0,013 0,013 0,013 0,015 0,017 0,011 0,015 0,013 0,015 0,011 0,017 0,019 0,000 0,007 0,007 0,015 0,009 ∑ (X) 0,735 0,717 0,699 0,687 0,711 0,704 0,703 0,670 0,714 0,672 0,745 0,578 0,554 0,613 0,719 0,708 0,585 F 0,577 0,546 0,335 0,368 0,513 0,475 0,453 0,378 0,401 0,434 0,515 0,242 0,161 0,146 0,241 0,500 0,322 OH 3,423 3,448 3,665 3,632 3,487 3,525 3,547 3,622 3,596 3,563 3,479 3,758 3,839 3,854 3,759 3,500 3,678 Tipo 4 4 4 4 4 (4) (4) (4) 6 6 (6) (6) (6) (6) (6) (6) (8) Amostra f f f f f rx rx rx f f rx rx rx rx rx rx rx wt% SiO2 35,83 35,37 35,55 35,77 36,02 36,16 35,77 36,00 36,35 36,20 35,53 35,17 35,19 35,55 35,38 36,02 35,65 TiO2 0,42 0,45 0,25 0,29 0,00 0,76 0,76 0,88 0,41 0,38 0,80 1,45 2,82 1,27 0,93 1,13 0,51 Al2O3 33,09 33,34 34,00 33,44 34,20 34,72 34,36 33,89 34,34 34,31 31,75 30,78 29,26 31,28 31,77 32,48 32,23 Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 n.a. n.a. n.a. 0,00 0,00 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,00 FeO 13,06 12,28 12,26 12,21 11,66 7,42 7,48 7,71 11,17 11,43 8,73 10,49 10,07 8,76 9,38 8,71 8,47 Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 262 Anexo A. 3 (continuação) Tipo 4 4 4 4 4 (4) (4) (4) 6 6 (6) (6) (6) (6) (6) (6) (8) Amostra f f f f f rx rx rx f f rx rx rx rx rx rx rx MnO 0,22 0,21 0,26 0,18 0,22 0,00 0,04 0,00 0,14 0,15 0,04 0,06 0,08 0,04 0,03 0,02 0,19 MgO 1,56 1,84 1,82 1,89 1,36 5,05 4,94 5,18 1,86 1,93 5,86 5,15 5,96 5,96 5,39 5,66 4,96 ZnO 0,18 0,10 0,03 0,00 0,07 n.a. n.a. n.a. 0,14 0,27 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,00 CaO 0,07 0,09 0,08 0,03 0,00 0,49 0,30 0,40 0,12 0,06 0,89 0,84 0,79 0,76 0,71 0,73 0,83 Na2O 1,77 1,89 1,94 1,67 1,40 1,73 1,77 1,80 1,90 1,89 2,05 2,11 2,22 2,14 2,15 2,13 1,81 K2O 0,06 0,06 0,02 0,05 0,05 0,04 0,06 0,06 0,06 0,04 0,06 0,07 0,07 0,08 0,05 0,05 0,04 F 0,39 0,86 0,18 0,48 0,41 0,26 0,31 0,32 0,52 0,55 0,96 0,88 0,88 0,71 0,80 0,80 0,43 O=F 0,16 0,36 0,08 0,20 0,17 0,11 0,13 0,13 0,22 0,23 0,41 0,37 0,37 0,30 0,34 0,35 0,18 H2O* 3,41 3,19 3,51 3,36 3,39 3,57 3,51 3,52 3,40 3,39 3,19 3,20 3,21 3,30 3,25 3,31 3,40 B2O3* 10,42 10,43 10,44 10,41 10,40 10,73 10,62 10,65 10,59 10,58 10,57 10,49 10,51 10,55 10,53 10,72 10,43 Li2O* 0,30 0,43 0,26 0,32 0,39 0,30 0,28 0,29 0,47 0,42 0,40 0,13 -0,34 0,25 0,36 0,40 0,35 Total 100,61 100,19 100,52 99,92 99,38 101,12 100,07 100,57 101,27 101,36 100,41 100,45100,35 100,34 100,39 101,80 99,13 24,5 O Si 5,980 5,896 5,922 5,971 6,021 5,858 5,856 5,875 5,968 5,944 5,843 5,829 5,819 5,860 5,842 5,842 5,939 B 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 IVAl 0,020 0,104 0,078 0,029 0,000 0,142 0,144 0,125 0,032 0,056 0,157 0,171 0,181 0,140 0,158 0,158 0,061 Al (Z) 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 5,999 5,842 5,522 5,939 6,000 6,000 6,000 Al (Y) 0,489 0,447 0,598 0,552 0,739 0,489 0,487 0,394 0,615 0,588 0,000 0,000 0,000 0,000 0,026 0,053 0,270 Ti 0,052 0,056 0,031 0,037 0,000 0,093 0,094 0,108 0,051 0,047 0,099 0,181 0,351 0,157 0,115 0,138 0,064 Cr3+ 0,000 0,000 0,000 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 1,822 1,712 1,708 1,704 1,631 1,005 1,024 1,052 1,533 1,570 1,201 1,454 1,393 1,208 1,295 1,181 1,180 Mn 0,032 0,030 0,037 0,025 0,031 0,000 0,006 0,000 0,019 0,020 0,006 0,008 0,011 0,006 0,004 0,003 0,027 Mg 0,388 0,458 0,452 0,471 0,338 1,219 1,205 1,260 0,456 0,472 1,436 1,272 1,469 1,464 1,326 1,368 1,231 Zn 0,022 0,013 0,003 0,000 0,008 0,000 0,000 0,000 0,017 0,033 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 ∑ (Y) 2,806 2,717 2,830 2,792 2,747 2,806 2,815 2,814 2,691 2,729 2,741 2,915 3,223 2,835 2,767 2,743 2,773 Li* 0,194 0,283 0,170 0,208 0,253 0,194 0,185 0,186 0,309 0,271 0,259 0,085 -0,223 0,165 0,233 0,257 0,227 Ca 0,013 0,016 0,014 0,005 0,000 0,085 0,053 0,070 0,022 0,011 0,157 0,149 0,140 0,134 0,126 0,127 0,147 Na 0,573 0,612 0,627 0,541 0,453 0,543 0,562 0,570 0,605 0,603 0,654 0,678 0,712 0,684 0,688 0,670 0,586 K 0,012 0,012 0,005 0,011 0,010 0,008 0,013 0,012 0,013 0,008 0,013 0,015 0,015 0,017 0,011 0,010 0,009 ∑ (X) 0,598 0,640 0,646 0,557 0,463 0,637 0,627 0,652 0,640 0,622 0,823 0,842 0,866 0,835 0,824 0,807 0,743 F 0,204 0,455 0,096 0,253 0,218 0,133 0,160 0,165 0,272 0,283 0,499 0,461 0,460 0,370 0,418 0,410 0,227 OH 3,796 3,545 3,904 3,747 3,782 3,861 3,837 3,835 3,728 3,717 3,495 3,536 3,540 3,624 3,582 3,579 3,773 Tipo (8) (8) (8) (8) (9) (9) (9) (9) (9) (9) (9) (9) (11) (11) (11) (11) (11) Amostra rx r x rx rx rx rx rx rx rx rx rx rx rx rx rx rx rx wt% SiO2 36,46 36,69 36,49 34,92 36,81 36,32 35,75 36,06 36,28 36,60 36,50 35,96 35,98 35,67 35,72 36,13 35,39 TiO2 0,56 0,43 0,90 0,83 0,20 0,80 1,29 0,90 0,39 0,83 0,93 0,47 0,39 1,01 1,00 0,58 1,33 Al2O3 31,46 32,29 32,58 32,34 32,96 32,15 31,29 31,80 32,27 32,36 32,42 33,57 32,67 30,92 31,64 32,14 31,64 Cr2O3 0,00 0,08 0,02 0,00 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 FeO 9,15 9,41 9,15 10,11 7,92 7,72 8,72 8,35 8,31 8,09 7,75 7,77 10,13 10,07 10,22 10,09 11,00 MnO 0,11 0,04 0,03 0,18 0,02 0,04 0,02 0,02 0,02 0,06 0,01 0,00 0,08 0,06 0,04 0,06 0,09 MgO 4,81 3,58 4,75 3,75 5,62 6,04 5,79 6,10 5,95 5,95 6,06 5,56 4,28 5,32 4,88 4,63 3,90 ZnO 0,00 0,00 0,09 0,24 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 CaO 0,85 0,41 0,85 0,57 0,40 0,58 1,02 0,65 0,41 0,52 0,54 0,61 0,31 0,79 1,03 0,41 1,11 Na2O 1,55 1,76 1,84 1,75 1,93 2,20 1,92 2,26 2,01 2,21 2,13 1,80 2,00 2,27 2,01 2,15 1,91 K2O 0,05 0,04 0,06 0,08 0,05 0,06 0,05 0,06 0,05 0,05 0,05 0,04 0,06 0,06 0,06 0,05 0,05 F 0,25 0,25 0,23 0,49 0,31 0,59 0,77 0,55 0,35 0,44 0,27 0,50 0,86 1,06 1,03 1,01 0,80 O=F 0,10 0,10 0,10 0,21 0,14 0,25 0,32 0,23 0,15 0,19 0,11 0,21 0,36 0,45 0,44 0,43 0,34 H2O* 3,48 3,48 3,56 3,33 3,52 3,39 3,28 3,40 3,48 3,48 3,55 3,43 3,24 3,13 3,16 3,17 3,24 Anexos 263 Anexo A. 3 (continuação) Tipo (8) (8) (8) (8) (9) (9) (9) (9) (9) (9) (9) (9) (11) (11) (11) (11) (11) Amostra rx rx rx r x rx r x rx rx r x rx r x rx rx rx rx rx rx B2O3* 10,44 10,43 10,63 10,34 10,65 10,64 10,57 10,61 10,57 10,70 10,67 10,64 10,57 10,55 10,61 10,61 10,51 Li2O* 0,42 0,59 0,34 0,31 0,27 0,37 0,33 0,32 0,20 0,31 0,28 0,29 0,37 0,27 0,43 0,43 0,49 Total 99,48 99,38 101,41 99,04 100,53 100,65 100,48 100,85 100,15 101,41 101,04 100,44100,57 100,73 101,39 101,02 101,13 24,5 O Si 6,071 6,114 5,966 5,869 6,010 5,936 5,882 5,906 5,965 5,947 5,948 5,874 5,920 5,877 5,855 5,921 5,852 B 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 3,000 IVAl 0,000 0,000 0,034 0,131 0,000 0,064 0,118 0,094 0,035 0,053 0,052 0,126 0,080 0,123 0,145 0,079 0,148 Al (Z) 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 5,951 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 6,000 5,883 5,969 6,000 6,000 Al (Y) 0,175 0,343 0,244 0,276 0,345 0,130 0,000 0,046 0,219 0,146 0,176 0,338 0,257 0,000 0,000 0,130 0,020 Ti 0,070 0,053 0,110 0,104 0,025 0,098 0,160 0,111 0,048 0,101 0,114 0,058 0,048 0,125 0,123 0,071 0,165 Cr3+ 0,000 0,011 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 1,274 1,311 1,251 1,421 1,082 1,055 1,200 1,144 1,143 1,099 1,056 1,061 1,394 1,388 1,401 1,383 1,521 Mn 0,016 0,006 0,005 0,025 0,003 0,006 0,003 0,003 0,003 0,008 0,001 0,000 0,011 0,008 0,006 0,008 0,013 Mg 1,194 0,889 1,156 0,940 1,368 1,471 1,420 1,489 1,458 1,441 1,472 1,353 1,049 1,306 1,192 1,131 0,961 Zn 0,000 0,000 0,011 0,029 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 ∑ (Y) 2,728 2,614 2,780 2,796 2,821 2,760 2,782 2,792 2,871 2,795 2,819 2,811 2,760 2,827 2,722 2,723 2,681 Li* 0,272 0,386 0,220 0,204 0,179 0,240 0,218 0,208 0,129 0,205 0,181 0,189 0,240 0,173 0,278 0,277 0,319 Ca 0,151 0,073 0,148 0,103 0,070 0,102 0,180 0,114 0,072 0,091 0,094 0,107 0,055 0,139 0,181 0,072 0,197 Na 0,501 0,570 0,582 0,570 0,611 0,697 0,612 0,718 0,641 0,696 0,673 0,570 0,638 0,725 0,639 0,683 0,612 K 0,010 0,009 0,011 0,018 0,010 0,013 0,010 0,013 0,010 0,010 0,010 0,008 0,013 0,013 0,013 0,010 0,011 ∑ (X) 0,663 0,652 0,741 0,690 0,691 0,811 0,803 0,844 0,723 0,797 0,778 0,685 0,705 0,877 0,832 0,766 0,820 F 0,131 0,131 0,117 0,261 0,160 0,305 0,401 0,285 0,182 0,226 0,139 0,258 0,448 0,552 0,534 0,523 0,418 OH 3,869 3,869 3,883 3,739 3,834 3,695 3,599 3,712 3,818 3,771 3,861 3,742 3,552 3,445 3,461 3,468 3,579 Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 264 Anexo A. 4. Minerais do grupo da columbite-tantalite – Microssonda Electrónica. Dados adicionais da composição química de minerais do grupo da columbite-tantalite dos filões do tipo 6, 7, 9 e 10, do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Tipologia dos filões de acordo com o definido no capítulo IV. (n.a. – não analisado). TIPO 6 6 66 6 66666666 7 7 7 wt% WO3 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,74 0,32 0,24 Nb2O5 42,85 45,28 44,98 37,79 38,94 36,76 43,29 42,17 22,06 23,02 26,06 23,41 22,49 61,40 67,10 53,97 Ta2O5 37,79 36,14 36,07 43,52 42,48 44,68 37,59 39,07 58,97 57,70 53,49 56,22 56,87 15,87 11,21 21,79 TiO2 0,65 0,32 0,35 0,39 0,26 0,34 0,36 0,21 0,69 0,67 1,02 0,58 0,62 1,43 1,12 3,00 SnO2 0,40 0,33 0,33 0,48 0,29 0,44 0,27 0,13 0,44 0,63 1,00 0,81 0,78 0,38 0,57 1,56 Sc2O3 0,00 0,00 0,00 0,06 0,00 n.a. 0,00 n.a. 0,04 0,05 0,05 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 FeO 11,91 12,30 12,59 11,79 11,91 11,39 12,23 11,65 11,01 10,74 11,39 11,31 11,06 9,87 14,10 15,11 MnO 6,90 6,75 6,51 6,53 6,90 6,64 6,80 6,91 6,22 6,05 5,84 5,80 6,00 9,45 5,33 2,63 MgO n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,00 0,01 0,01 Total 100,49 101,13 100,83 100,55 100,79 100,26 100,55 100,14 99,43 98,85 98,83 98,14 97,83 99,24 99,77 98,34 6 O W 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,011 0,005 0,004 Nb 1,274 1,328 1,323 1,155 1,183 1,134 1,287 1,268 0,739 0,772 0,855 0,788 0,756 1,672 1,781 1,514 Ta 0,676 0,637 0,638 0,800 0,776 0,829 0,672 0,706 1,189 1,164 1,056 1,138 1,157 0,260 0,179 0,368 Ti 0,032 0,016 0,017 0,020 0,013 0,018 0,018 0,010 0,039 0,037 0,056 0,033 0,063 0,065 0,049 0,140 Sn 0,010 0,008 0,009 0,013 0,008 0,012 0,007 0,003 0,013 0,019 0,029 0,024 0,017 0,009 0,013 0,039 Sc 0,000 0,000 0,000 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000 0,003 0,003 0,003 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 Fe 0,655 0,667 0,685 0,667 0,669 0,650 0,673 0,648 0,683 0,666 0,691 0,704 0,704 0,497 0,693 0,784 Mn 0,385 0,371 0,359 0,374 0,393 0,384 0,379 0,389 0,390 0,380 0,359 0,366 0,351 0,482 0,265 0,138 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 ∑2+ 1,040 1,038 1,044 1,041 1,062 1,034 1,052 1,037 1,073 1,046 1,050 1,070 1,056 0,979 0,958 0,922 ∑5+ 1,993 1,989 1,988 1,988 1,979 1,992 1,984 1,988 1,980 1,991 1,995 1,983 1,994 2,017 2,027 2,064 XTa 0,35 0,32 0,33 0,41 0,40 0,42 0,34 0,36 0,62 0,60 0,55 0,59 0,60 0,13 0,09 0,20 XMn 0,37 0,36 0,34 0,36 0,37 0,37 0,36 0,38 0,36 0,36 0,34 0,34 0,33 0,49 0,28 0,15 TIPO 7 7 77 7 77777777 7 7 7 wt% WO3 0,40 0,36 0,09 0,07 0,08 0,29 0,00 0,16 0,09 0,00 0,01 0,87 0,32 0,52 0,45 0,20 Nb2O5 61,50 65,19 53,34 52,59 51,69 61,66 26,20 26,11 52,12 25,59 32,57 43,38 48,03 54,10 43,57 55,32 Ta2O5 14,31 11,45 25,38 25,88 26,78 16,42 55,26 54,88 25,87 55,12 44,74 33,35 31,16 19,43 33,31 24,31 TiO2 2,78 1,52 1,15 1,18 1,10 1,06 1,02 1,13 1,38 1,16 2,44 3,18 0,99 0,86 2,70 1,79 SnO2 1,35 0,75 0,80 0,69 0,75 0,57 0,56 0,80 0,54 1,13 1,27 1,27 0,64 10,70 1,21 0,63 Sc2O3 0,02 0,02 0,00 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 0,03 0,01 0,02 0,04 0,04 0,01 0,01 0,04 FeO 15,61 13,62 16,26 15,34 16,02 16,55 12,87 12,42 16,72 12,22 14,50 9,63 9,23 8,56 9,22 9,50 MnO 2,73 5,46 1,45 2,88 1,26 1,35 3,18 3,73 1,14 3,29 1,55 8,03 8,84 8,97 8,35 9,15 MgO 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,03 0,01 0,04 0,00 0,01 0,00 0,06 0,03 0,01 Total 98,71 98,91 98,49 98,64 97,76 97,99 99,14 99,31 97,93 98,58 97,14 99,75 99,26 103,32 98,86 101,07 6 O W 0,006 0,005 0,001 0,001 0,001 0,005 0,000 0,003 0,002 0,000 0,000 0,015 0,005 0,008 0,008 0,003 Nb 1,665 1,739 1,525 1,506 1,499 1,702 0,859 0,853 1,502 0,845 1,034 1,264 1,401 1,473 1,283 1,526 Ta 0,233 0,184 0,437 0,446 0,467 0,273 1,090 1,079 0,448 1,095 0,854 0,585 0,547 0,318 0,590 0,403 Ti 0,125 0,068 0,055 0,056 0,053 0,049 0,056 0,062 0,066 0,064 0,129 0,154 0,048 0,039 0,132 0,082 Sn 0,032 0,018 0,020 0,017 0,019 0,014 0,016 0,023 0,014 0,033 0,036 0,033 0,016 0,257 0,031 0,015 Sc 0,001 0,001 0,000 0,000 0,000 0,001 0,001 0,000 0,001 0,000 0,001 0,002 0,002 0,000 0,000 0,002 Fe 0,782 0,672 0,860 0,813 0,859 0,845 0,781 0,751 0,891 0,746 0,851 0,519 0,498 0,431 0,502 0,485 Mn 0,138 0,273 0,078 0,155 0,068 0,070 0,196 0,228 0,062 0,203 0,092 0,438 0,483 0,457 0,460 0,473 Mg 0,000 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,003 0,001 0,004 0,000 0,001 0,000 0,006 0,003 0,001 ∑2+ 0,920 0,945 0,938 0,967 0,928 0,915 0,977 0,979 0,953 0,949 0,943 0,957 0,981 0,888 0,962 0,958 ∑5+ 2,061 2,013 2,039 2,027 2,039 2,042 2,022 2,020 2,032 2,036 2,052 2,050 2,017 2,095 2,044 2,030 XTa 0,12 0,10 0,22 0,23 0,24 0,14 0,56 0,56 0,23 0,56 0,45 0,32 0,28 0,18 0,31 0,21 XMn 0,15 0,29 0,08 0,16 0,07 0,08 0,20 0,23 0,06 0,21 0,10 0,46 0,49 0,51 0,48 0,49 (continua na página seguinte) Anexos 265 Anexo A. 4 (continuação) TIPO 7 7 77 7 77777777 7 7 7 wt% WO3 0,28 0,26 0,00 0,12 0,04 0,25 0,02 0,00 0,11 0,21 0,43 0,11 0,21 0,19 0,10 0,41 Nb2O557,63 42,03 41,57 57,77 36,60 52,71 39,84 45,86 61,08 45,53 58,18 55,92 56,61 57,13 47,19 63,56 Ta2O5 19,70 36,18 38,58 20,91 43,97 25,33 39,72 32,22 16,12 35,02 18,47 20,99 21,56 20,49 29,98 12,97 TiO2 0,97 1,44 0,76 0,82 0,68 1,01 0,69 1,37 0,66 0,65 1,39 2,50 1,09 1,23 2,57 1,33 SnO2 0,44 0,71 0,35 0,36 0,32 0,43 0,30 0,58 0,27 0,27 0,73 0,72 0,46 0,76 1,34 0,57 Sc2O3 0,01 0,00 0,02 0,01 0,06 0,02 0,02 0,04 0,01 0,00 0,00 0,02 0,00 0,03 0,04 0,01 FeO 13,76 12,82 10,80 13,88 13,28 15,07 13,81 14,52 14,22 14,09 16,44 16,06 16,50 16,30 15,93 13,55 MnO 4,79 4,35 6,56 4,85 3,77 3,15 3,55 3,29 4,96 3,89 2,20 2,28 2,14 2,16 1,51 5,92 MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,01 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 Total 97,59 97,83 98,66 98,75 98,71 98,01 98,01 97,95 97,56 99,72 97,90 98,62 98,66 98,33 98,66 98,38 6 O W 0,004 0,005 0,000 0,002 0,001 0,004 0,000 0,000 0,002 0,003 0,007 0,002 0,003 0,003 0,002 0,006 Nb 1,626 1,274 1,263 1,617 1,142 1,518 1,228 1,362 1,698 1,346 1,626 1,559 1,590 1,603 1,371 1,726 Ta 0,334 0,660 0,705 0,352 0,825 0,439 0,736 0,575 0,269 0,623 0,311 0,352 0,364 0,346 0,524 0,212 Ti 0,046 0,073 0,038 0,038 0,035 0,048 0,036 0,068 0,030 0,032 0,065 0,116 0,051 0,057 0,124 0,060 Sn 0,011 0,019 0,009 0,009 0,009 0,011 0,008 0,015 0,006 0,007 0,018 0,018 0,011 0,019 0,034 0,014 Sc 0,000 0,000 0,001 0,001 0,003 0,001 0,001 0,003 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,002 0,001 Fe 0,718 0,719 0,607 0,718 0,766 0,803 0,787 0,798 0,731 0,770 0,850 0,828 0,858 0,846 0,856 0,681 Mn 0,253 0,247 0,374 0,254 0,220 0,170 0,205 0,183 0,258 0,215 0,115 0,119 0,113 0,114 0,082 0,301 Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,001 0,000 0,001 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 ∑2+ 0,971 0,965 0,981 0,973 0,987 0,973 0,992 0,981 0,990 0,986 0,966 0,947 0,970 0,960 0,938 0,982 ∑5+ 2,021 2,030 2,016 2,018 2,012 2,020 2,008 2,020 2,006 2,011 2,026 2,046 2,020 2,028 2,054 2,018 XTa 0,17 0,34 0,36 0,18 0,42 0,22 0,37 0,30 0,14 0,32 0,16 0,18 0,19 0,18 0,28 0,11 XMn 0,26 0,26 0,38 0,26 0,22 0,17 0,21 0,19 0,26 0,22 0,12 0,13 0,12 0,12 0,09 0,31 TIPO 7 7 7 9 9 9 9 9 9 9 9 10 10 10 10 10 wt% WO3 0,53 0,50 0,09 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 Nb2O561,33 62,42 48,15 35,66 34,65 35,28 36,83 50,27 36,28 38,82 47,74 51,01 47,20 36,59 44,24 55,00 Ta2O5 14,43 13,78 30,83 42,19 43,04 40,71 40,56 25,47 41,51 36,87 28,28 30,44 31,86 43,24 35,59 26,39 TiO2 1,28 1,38 0,49 0,47 0,34 0,63 0,46 0,39 0,36 0,40 0,38 0,23 0,92 1,50 0,44 0,39 SnO2 0,56 0,64 0,26 0,72 0,50 0,76 0,39 0,39 0,48 0,50 0,38 0,04 0,03 0,79 0,25 0,24 Sc2O3 0,00 0,01 0,02 0,09 0,12 0,06 0,09 0,06 0,11 0,07 0,04 0,04 0,01 0,02 0,01 0,02 FeO 12,43 13,19 13,85 1,10 0,81 1,06 1,44 0,84 0,68 0,95 0,99 0,04 0,11 0,08 0,20 0,03 MnO 6,74 5,83 4,18 15,33 15,54 15,52 15,87 17,07 15,90 15,40 16,90 18,33 17,69 17,07 17,74 18,67 MgO 0,00 0,00 0,00 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Total 97,35 97,77 97,93 95,56 95,00 94,02 95,64 94,49 95,32 93,01 94,71 100,19 97,83 99,34 98,60 100,76 6 O W 0,008 0,008 0,002 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 Nb 1,696 1,712 1,425 1,148 1,128 1,150 1,176 1,511 1,167 1,255 1,451 1,465 1,399 1,125 1,326 1,542 Ta 0,240 0,227 0,549 0,817 0,843 0,798 0,779 0,460 0,803 0,717 0,517 0,526 0,568 0,799 0,642 0,445 Ti 0,059 0,063 0,024 0,025 0,018 0,034 0,024 0,020 0,019 0,022 0,019 0,011 0,045 0,077 0,022 0,018 Sn 0,014 0,015 0,007 0,020 0,014 0,022 0,011 0,010 0,014 0,014 0,010 0,001 0,001 0,021 0,007 0,006 Sc 0,000 0,001 0,001 0,006 0,008 0,004 0,006 0,003 0,007 0,004 0,002 0,002 0,000 0,001 0,001 0,001 Fe 0,636 0,669 0,758 0,065 0,049 0,064 0,085 0,047 0,040 0,057 0,056 0,002 0,006 0,004 0,011 0,002 Mn 0,349 0,299 0,232 0,924 0,948 0,948 0,949 0,961 0,958 0,933 0,962 0,986 0,982 0,983 0,996 0,981 Mg 0,000 0,000 0,000 n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a n.a 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 ∑2+ 0,986 0,969 0,990 0,990 0,997 1,012 1,034 1,008 0,999 0,990 1,018 0,988 0,988 0,987 1,007 0,982 ∑5+ 2,017 2,025 2,007 2,010 2,003 2,004 1,990 2,001 2,003 2,009 1,997 2,003 2,013 2,023 1,996 2,011 XTa 0,12 0,12 0,28 0,42 0,43 0,41 0,40 0,23 0,41 0,36 0,26 0,26 0,29 0,42 0,33 0,22 XMn 0,35 0,31 0,23 0,93 0,95 0,94 0,92 0,95 0,96 0,94 0,95 1,00 0,99 1,00 0,99 1,00 (continua na página seguinte) Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 266 Anexo A. 4 (continuação) TIPO 10 10 10 10 10 10 10 10 wt% WO3 0,09 0,00 0,00 0,04 0,09 0,03 n.a. n.a. Nb2O549,31 56,03 41,57 39,73 50,36 60,89 49,64 45,90 Ta2O5 31,56 24,04 40,61 41,77 28,70 16,67 32,04 33,19 TiO2 0,75 0,16 0,06 0,07 0,30 0,48 0,44 0,76 SnO2 0,80 0,04 0,29 0,21 0,76 0,78 0,43 0,49 Sc2O3 0,00 0,00 0,00 0,02 0,03 0,01 0,00 0,00 FeO 0,09 0,06 0,32 0,33 0,77 0,53 10,48 4,96 MnO 17,91 18,83 16,98 16,53 16,92 18,58 8,55 14,17 MgO 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 n.a. n.a. Total 100,59 99,28 100,06 98,95 97,98 98,02 101,59 99,47 6 O W 0,002 0,000 0,000 0,001 0,001 0,001 n.a. n.a. Nb 1,417 1,581 1,254 1,220 1,475 1,689 1,419 1,352 Ta 0,545 0,408 0,737 0,771 0,505 0,278 0,551 0,588 Ti 0,036 0,008 0,003 0,004 0,014 0,022 0,021 0,037 Sn 0,020 0,001 0,008 0,006 0,020 0,019 0,011 0,013 Sc 0,000 0,000 0,000 0,001 0,002 0,001 0,000 0,000 Fe 0,005 0,003 0,018 0,019 0,042 0,027 0,554 0,270 Mn 0,964 0,996 0,959 0,951 0,928 0,966 0,458 0,782 Mg 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 n.a. n.a. ∑2+ 0,969 0,999 0,977 0,970 0,970 0,993 1,012 1,052 ∑5+ 2,020 1,997 2,001 2,002 2,015 2,009 2,002 1,989 XTa 0,28 0,21 0,37 0,39 0,26 0,14 0,28 0,30 XMn 1,00 1,00 0,98 0,98 0,96 0,97 0,45 0,74 Anexos 267 Anexo A. 5. Cassiterite – Microssonda Electrónica. Dados adicionais da composição química da cassiterite dos filões do tipo 6, 7, 9, 10 e 11, do campo aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra. Tipologia dos filões de acordo com o definido no capítulo IV. (n.a. – não analisado). TIPO 6 6 66 6 66677777 7 7 7 wt% WO3 0,00 0,06 0,00 0,00 0,00 0,00 0,08 0,00 0,08 0,02 0,08 0,02 0,00 0,00 0,00 0,06 Ta2O5 0,00 1,99 0,10 2,34 0,15 0,00 2,53 0,19 3,13 2,63 0,37 0,21 0,10 0,09 0,19 0,00 Nb2O5 0,00 1,64 0,10 1,43 1,27 0,32 1,96 0,05 0,62 0,27 0,00 0,65 0,00 0,00 0,07 0,50 TiO2 0,05 0,09 0,10 0,14 0,09 0,16 0,16 0,01 0,17 0,09 0,25 0,20 0,24 0,19 0,10 0,10 SnO2 98,85 94,40 99,17 93,03 96,75 97,75 92,55 99,05 93,77 95,09 98,59 97,85 98,61 98,88 98,66 98,73 FeO 0,01 0,75 0,06 0,77 0,28 0,17 0,93 0,00 0,81 0,54 0,14 0,26 0,02 0,03 0,04 0,11 MnO 0,01 0,04 0,00 0,06 0,03 0,00 0,06 0,01 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 Total 98,92 98,96 99,53 97,76 98,58 98,40 98,27 99,31 98,60 98,64 99,42 99,20 98,98 99,19 99,06 99,51 4 O W 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 Ta 0,000 0,027 0,001 0,032 0,002 0,000 0,035 0,003 0,043 0,036 0,005 0,003 0,001 0,001 0,003 0,000 Nb 0,000 0,037 0,002 0,033 0,029 0,007 0,045 0,001 0,014 0,006 0,000 0,015 0,000 0,000 0,002 0,011 Ti 0,002 0,003 0,004 0,005 0,003 0,006 0,006 0,000 0,007 0,003 0,009 0,008 0,009 0,007 0,004 0,004 Sn 1,997 1,897 1,990 1,895 1,950 1,977 1,871 1,995 1,902 1,931 1,980 1,962 1,988 1,991 1,990 1,978 Fe 0,001 0,032 0,002 0,033 0,012 0,007 0,040 0,000 0,034 0,023 0,006 0,011 0,001 0,001 0,002 0,005 Mn 0,000 0,002 0,000 0,002 0,001 0,000 0,003 0,001 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 ∑cat 2,000 1,999 2,000 2,001 1,998 1,998 2,000 1,999 2,003 2,001 2,001 1,999 2,000 2,000 2,000 1,999 XTa 0,00 0,42 0,38 0,50 0,07 0,00 0,44 0,72 0,75 0,85 1,00 0,16 1,00 1,00 0,62 0,00 XMn 0,32 0,05 0,00 0,07 0,09 0,01 0,06 1,00 0,03 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,13 0,03 TIPO 7 7 77 9 99999999 9 9 10 wt% WO3 0,00 0,03 0,01 0,00 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,01 Ta2O5 0,37 0,26 0,08 0,50 1,85 0,72 0,56 1,68 0,89 2,14 0,24 1,23 0,21 1,55 1,30 0,50 Nb2O5 0,05 0,10 1,04 0,53 0,42 0,00 0,01 2,13 0,69 0,40 0,80 0,70 0,23 0,52 0,46 2,61 TiO2 0,12 0,13 0,20 0,11 0,02 0,04 0,01 0,01 0,10 0,06 0,00 0,02 0,02 0,04 0,12 0,00 SnO2 98,27 97,81 96,68 96,91 96,88 100,98 101,26 97,09 98,16 97,05 98,87 98,18 98,73 97,49 97,36 94,40 FeO 0,09 0,08 0,25 0,23 0,30 0,00 0,09 0,50 0,27 0,48 0,16 0,33 0,00 0,32 0,36 0,01 MnO 0,02 0,00 0,02 0,02 0,00 0,03 0,00 0,19 0,00 0,03 0,01 0,00 0,00 0,00 0,02 0,18 Total 98,92 98,41 98,28 98,30 99,47 101,77 101,94 101,60 100,11 100,16 100,08 100,46 99,19 99,92 99,62 97,71 4 O W 0,000 0,000 0,000 0,000 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0,000 Ta 0,005 0,004 0,001 0,007 0,025 0,010 0,008 0,022 0,012 0,029 0,003 0,017 0,003 0,021 0,018 0,007 Nb 0,001 0,002 0,024 0,012 0,010 0,000 0,000 0,047 0,016 0,009 0,018 0,016 0,005 0,012 0,010 0,060 Ti 0,005 0,005 0,007 0,004 0,001 0,002 0,000 0,000 0,004 0,002 0,000 0,001 0,001 0,002 0,005 0,000 Sn 1,985 1,985 1,955 1,965 1,949 1,986 1,988 1,898 1,956 1,939 1,970 1,952 1,989 1,951 1,952 1,898 Fe 0,004 0,003 0,011 0,010 0,013 0,000 0,004 0,021 0,011 0,020 0,007 0,014 0,000 0,013 0,015 0,000 Mn 0,001 0,000 0,001 0,001 0,000 0,001 0,000 0,008 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,008 ∑cat 2,001 2,000 1,999 1,999 1,998 1,998 2,000 1,997 1,999 2,001 1,998 1,999 1,998 1,998 2,001 1,973 XTa 0,80 0,61 0,05 0,36 0,73 1,00 0,96 0,32 0,44 0,76 0,15 0,51 0,35 0,64 0,63 0,10 XMn 0,20 0,00 0,06 0,07 0,00 1,00 0,00 0,28 0,00 0,06 0,06 0,00 0,00 0,00 0,05 0,94 TIPO 10 10 10 10 10 10 10 11 11 11 11 wt% WO3 0,05 0,00 0,15 0,00 0,00 0,00 0,00 n.a. n.a. n.a. n.a. Ta2O5 0,04 0,11 0,09 0,45 0,19 0,63 0,19 0,29 0,55 0,31 0,62 Nb2O5 0,00 1,47 0,86 0,08 0,00 2,95 0,00 1,69 0,23 0,89 2,04 TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,20 0,20 0,28 0,28 SnO2 98,34 96,16 97,45 98,18 98,39 95,34 99,27 95,03 99,03 97,15 95,28 FeO 0,00 0,00 0,01 0,00 0,03 0,03 0,00 0,45 0,10 0,37 0,70 MnO 0,00 0,09 0,01 0,00 0,00 0,27 0,00 0,00 0,05 0,00 0,00 Total 98,43 97,83 98,55 98,72 98,61 99,21 99,46 97,66 100,16 99,00 98,92 4 O W 0,001 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000 n.a. n.a. n.a. n.a. Aplitopegmatitos com Elementos Raros da Região entre Almendra e Barca D’Alva. Campo Aplitopegmatítico da Fregeneda-Almendra 274 Anexos 275 ANEXO C. MAPA GEOLÓGICO DO CAMPO APLITOPEGMATÍTICO DA FREGENEDA-ALMENDRA