Mineralogia, petrologia e geoquímica dos granitos e seus encraves da região de Carrazeda de Ansiães - Teixeira, Rui (2008)
Na região de Carrazeda de Ansiães, sector oriental do arco magmático Monção – VilaReal – Torre de Moncorvo, afloram dez granitos (G1 a G10) sin-orogénicos que se instalaramdurante a etapa pós-colisional da orogenia Varisca, entre 330.7 Ma e 315.5 Ma. Estes granitosintruíram formações metassedimentares do Grupo do Douro, de idade Neoproterozóica –Câmbrica Inferior, ocupando o núcleo de um antiforma NW-SE, resultante das fases dedeformação D1 e D3, e originando frequentemente micaxistos e corneanas com andaluzite nas zonas de contacto. Todos os granitos são constituídos por quartzo, microclina, plagioclase, biotite, moscovite, turmalina, zircão, silimanite, apatite, monazite, ilmenite e rútilo. De uma forma geral, possuem mais moscovite do que biotite, mas os granitos G4, G5 e G8 têm quantidades idênticas destas micas. Os granitos apresentam quase sempre encraves sobremicáceos mas, mais raramente, contêm xenólitos, “schlieren” e encraves microgranulares. Os granitos e seus encraves microgranulares são dominantemente alcalino-cálcicos e peraluminosos, com ASI variando entre 1.16 e 1.45 e corindo normativo de 2.20 a 4.77 %. Os granitos são do tipo S, apresentando perfis de terras raras enriquecidos em LREE em relação às HREE, com anomalias negativas de Eu, e valores médios de (87Sr/86Sr)i compreendidos entre 0.7097 e 0.7160 e de δ18O de 10.55 a 11.80 ‰. Os dados estruturais, petrográficos e geocronológicos U-Pb, obtidos em zircão e monazite, permitem distinguir três grupos de granitos. Os do Grupo I (G1, G2, G3, G4, G5 e G6) são anteriores, ou contemporâneos, à idade de 320 Ma e apresentam evidências de deformação dúctil a frágil, típica dos estados tardi-magmático e sólido. Os granitos dos Grupos II (G7, G8 e G9) e III (G10) apresentam idades entre 320 e 310 Ma, tendo sido deformados pela fase D3 antes de estarem completamente consolidados, o que pode justificar a existência de uma estruturação interna magmática planar, com direcção NW-SE, concordante com as estruturas regionais. Por outro lado, o granito G10 está intimamente associado a zonas de falha com direcção NNE-SSW, tendo sido afectado por uma forte deformação frágil. As características geoquímicas dos granitos e dos seus minerais, os perfis de terras raras dos granitos e os diferentes valores médios de (87Sr/86Sr)i e εNdt para G1 (0.7097 ± 0.0000; -6.3), G2 (0.7149 ± 0.0008; -8.2), G4 (0.7112 ± 0.0006; -8.0), G5 (0.7124 ± 0.0007; -7.5), G7 (0.7156 ± 0.0005; -8.5) e G8 (0.7155 ± 0.0007; -8.4) indicam que estes granitos G1, G2, G4, G5 e G7 correspondem a pulsações magmáticas independentes, resultantes da fusão parcial de materiais metassedimentares heterogéneas. Os granitos G7 e G8 ter-se-ão formado a partir da fusão parcial do mesmo material, sendo o granito G8 resultante do maior grau de fusão parcial. Alguns dos granitos e seus minerais mostram evolução por fraccionação, distinguindo-se três séries de diferenciação magmática: a) G2 e G3; b) G5 e G6; c) G8, G9 e G10. Os perfis de terras raras subparalelos, com decréscimo de terras raras e ligeiro aumento da anomalia negativa de Eu dentro dos granitos de cada série, bem como as isócronas Rb-Sr estabelecidas pelos granitos: a) G2 e G3 e b) G8, G9 e G10, também apoiam a existência do mecanismo de cristalização fraccionada para cada série de duração de 0.2 Ma para G2 e G3 e 0.6 Ma para G8, G9 e G10. A modelização de elementos maiores e menores indica que: a) as amostras mais ricas em SiO2 do granito G2 e o granito G3 derivaram do magma granítico G2 por cristalização fraccionada de quartzo, feldspato potássico, plagioclase e biotite; b) o granito G6 resultou do magma granítico G5 por cristalização fraccionada de feldspato potássico, plagioclase e biotite; c) as amostras mais ricas em SiO2 do granito G8 e os granitos G9 e G10 derivaram do magma granítico G8 por cristalização fraccionada controlada pela separação de quartzo, feldspato potássico, plagioclase, biotite e ilmenite. Os valores de (87Sr/86Sr)i não apresentam uma variação significativa de G2 para G3, nem de G8 para G9 e G10, indicando que a cristalização fraccionada foi o principal mecanismo responsável pela sua génese, o que é apoiado pela existência de valores relativamente semelhantes, mas irregulares de εNdT e δ18O nesses granitos de cada série. Contudo, na série de diferenciação G5 e G6, terá ocorrido assimilação contemporânea de material metassedimentar, como indicado pelos dados isotópicos de (87Sr/86Sr)i, εNdt e δ18O e pela errócrona Rb-Sr. Este processo AFC durou 1.6 Ma. No granito G9 há encraves de monzogranito que pertencem à série de diferenciação G8 a G10, que corresponderão a fragmentos iniciais de margens arrefecidas, mobilizadas durante a ascensão do magma. Por outro lado, as características geoquímicas e isotópicas do encrave granodiorítico que ocorre no granito G1 e dos encraves tonalíticos que ocorrem nos granitos G5 e G8 indicam uma origem distinta dos respectivos granitos hospedeiros, envolvendo provavelmente processos de mistura entre magmas crustais e magmas do manto superior ou da crusta inferior. O encrave de monzogranito existente no granito G1 resultou da anatexia de materiais metassedimentares, mas apresenta características geoquímicas e isotópicas distintas do seu granito hospedeiro, o que é atribuído a heterogeneidade dos materiais metassedimentares. Os granitos G1, G2, G3, G6, G7 e G10 são estaníferos, com teores médios de Sn superiores a 18 ppm e o granito G5 com 16 ppm Sn, estão associados a mineralizações de estanho e volfrâmio que foram exploradas no passado. Porém, os principais filões de quartzo com cassiterite e volframite cortam os G3 e G10, ambos com teores médios de Sn de 31 ppm. A cristalização fraccionada terá sido o mecanismo responsável pelo aumento dos teores de Sn nos granitos das séries de diferenciação e respectivas micas. Embora a biotite seja geralmente mais rica em Sn do que a moscovite primária coexistente, a moscovite é geralmente responsável pela maior retenção de Sn nestes granitos.