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ABRIR CAPÍTULO 5
CapItulo 6: Geocronologia
6.1 Investigaciones geocronalágicas previasen las unidades superiores de los ComplejosAlóctonos
El volumen de datos geocronológicos
existentes sobre la unidad culminante de MP esmuy escaso, al contrario que en las unidades de
AP-AT, donde existe una mayor cantidad de
datos, particularmente en lo que respecta al
Complejo de Cabo Ortegal. Ambas unidades se
encuentran situadas por encima de la sutura
varisca, y están separadas entre sí por undespegue dúctil probablemente extensional
(despegue de Corredoiras), por lo que sus
respectivas evoluciones tectonotermales puedenestar estrechamente relacionadas. En la Hg. 6.1
se muestran las edades publicadas en las
unidades superiores de los Complejos Alóctonos.
A pesar de la aparente complejidad de los datos,
las edades pueden agruparse en varios episodios
con significado geológico, aunque éste continuasiendo controvertido. Los episodios que pueden
destacarse son:
a> 2.8 - 1.9 Ga: Estas edades corresponden
a intersecciones superiores de rectasde regresión
con la curva de concordia del sistema U-Pb.
Suelen ser muy imprecisas (el error puede
superarlos 100 Ma) y su significado geológico
es oscuro. Se encuentran tanto en la unidad de
AP-AT, en granulitas básicas de la unidad deSobrado (Peucat et al., 1990) y en los paragneises
del Complejo de Cabo Ortegal (Peucat et ah,
1990; Sch~fer eta!, 1993), como en ortogneises
de la unidad culminante de los complejos de
Ordenes (Kuijper, 1979) y Morais (Oallmeyery
Tucker, 1993). La única conclusión que puede
derivarse de la existencia de herencias en estoscircones es que en la génesis de ciertas rocas
ígneas y en el área fuente de los metasedimentosexistió una participación de componentes de
edad variable entre Arcaico y Proterozoico Inferior
b> Episodio Ordovícico Inferior (500480Ma): Existen numerosas edades en este rango,
que permiten definir un importante episodio
tectonotermal. El significado de estas edades es
controvertido, puesto que han sido interpretadascomo correspondientes al metamorfismo de AP,
a edades de protolitos ígneos, o a una
combinación de ambas. La existencia de unevento magmático parece indiscutible, como lo
demuestran, porejemplo y entre otras, las edades
U-Pb obtenidas en los circones ígneos de losortogneises de Lagoa, Complejo de Morais (496+31-2, Oallmeyer y Tucker, 1993), y en las
eclogitas y granulitas de Cabo Ortegal (512±11,
ScMfer etal., 1993 507~17, Ordoñez Casado
et al., 1996; varias edades en Peucat el al.,1990), además de las edades en torno a 500 Ma
obtenidas para el magmatismo bimodal en la
unidad culminante del Complejo de Ordenes,
que serán presentadas en esta memoria (Abati
et al., 1999; U-Pb en circones y monacitas).
Basándose en algunos resultados de edades
ordovícicas (U-Pb y Rb-Sr), inicialmente se
postuló también la existencia de un metamorfismode alto grado que comenzarla a desarrollarse
durante el Paleozoico Inferior Esta hipótesis fue
sugerida en primer lugar por Van Calsteren et
al? (1979) y algo más tarde por Kuijper (1979).
La interpretación de Van Calsteren etal. (1979)
se basa en una edad Rb-Sr sobre roca total de487±122Ma (477 si se recalcula según Steiger
y J~ger, 1977), obtenida en una Iherzolita de
Cabo Ortegal. La edad es demasiado imprecisapara ligarla a algún episodio concreto, pero los
autores la consideran como una edad dereferencia para el emplazamiento de rocas
ultramáficas durante la actividad de una plumamantélica. Según esta hipótesis, la intrusión de
magmas Iherzolíticos provocaría un aumento del
gradiente térmico y la formación de aureolas de
contacto granuliticas.
121
Capitulo 6: Geocronologia
¡<slflJ?cto24Má~~$GEOLOGlvA,,il
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un,dad de Sobrado k—Ar (14) 325 Ms Intrusión de grar,ítotdes síronemátlcos vanacos
Car,ño (0. Ortega’> Pb-Sr (61 355±8 RT+Bt
Edades de enfriamientoOneises deChimpsrrslCotaplejo deCabo Orlegal>
u-pb (12> 382±32 RlEdad 20612381
Pb-Sr
u-pb<5>
371*8 RT+Ms
349±7 RT+ St422±4 4 zrn - Herencia
2479±6 Metamorfismo de alto grado. Segundoepisodio de arlo grado en estas unidades
No se ha verificado este episodio.Fracciones muy discordantes que probablementemuelen una mezcle dedos pobisciones decircones de distinta edad
Oneises bandeados(Compício deCabo Ortegal>
U-Pb
Ar-Ar<~>
417+31-2 5 Zrn. Herenciaa 2345±11
376±1.4 Ms Edad de enfr¡amiento. Metamorf,smo en facies de los esquistos verdes
Migmatitas de launidad de Sobrado
u-Pb (3> 472*12 3 Zrn + 1 Mnz Metamorfismo granulitico simultáneo aemplazamiento de granitos
Monacita con edad 207/205=487 Ma. Este dato seconsidere clave para la evolución metamórfica
Mfibolitas delComplejo deEraganga
Ar-N (7>386±1.5 Hbt Metamorliarno anfibolilico relacionado con la
imbricación dele ofiotita y el alóctonosuperior
Concuerda con muchas edades obtenidas
en unidades equivalentes3
389±2 HbtClinopiroxenita con0<1 (e. de Morais>
SmNd<13>
485±17 RT;Grl+C ~ Episodio orogénico de edad Ordovicico Inferior MSWD=0.5
Complejo deBraganga
Sm-Nd 1079±78RT+Grt+(PI+Ap>•(Cpx+Amp>
Episodio orogénico de edad Grenville Resultado fuertemente dependiente de pequeñoserrores en la composición del Grt. MSWD=2.90
Anfibolita de launidad de Sobrado Ar-Ar <14> 425±1.2Hbt
Irteda. Quizás los pneros evete teda~temales sor, más atg’os p.e bpopoesto~l9>
Formación BecariasIC. Cabo Ortegal>
u-Pb (11> 481±5 Zrn SHRIMP Protolilo ígneo
Rocas carbonatadasws Grt-Cpx(lentejones en laSgranulitas de laFm Escariza, C. deCabo Ortegal
u-pb (10)
406±4 8 ~rn
Edad del episodLo de AP. Un solo cicloorogénico
El episodio metamórfico queda perfectamente
acotado, pero no se puede excluir que el episodiode AP sea anterior, oque haya otros episodios
metamórficos anteriores
383±3 5 Ttn
388-390(±21
4 edades (4 Zrn,laTín y4 Epí
Formación Bacariza(C. Cabo Ortegail
u-Pb >9> 476±13 Zrn SHRIMP Protolito igneo
unidad de Sobrado(C. de Ordenes>
u-Pb 489±19 4 Zm. Herenciaa 2763+2691-233 Emplazamiento de los protolitos y
metamorfismo entre 490 y 480 Ma
El sistema u-Pb resulta muy simple en estasmuestres, por lo que no parece posible distinguirsise tratada edades metamórficeo o goces,aunque te interpretación dada es plausible.
Granulitas de la
Formación Sacarlas(Complejo de CaboOtlagal>
u-Pb
Ar-Ar
>6> 482±7 3 Zrn 1207/206>R497+1l/-13
357±4 Hbl Enfriamiento
Pb-Sr (3>
218
507±65
Datos de (2>separados en 2poblaciones yrecalculedos
Metamorfismo de alta presión OrdovicicoLos aiterios pare esperar los datos aportados por12> en dos poblaciones no parecen claros, ademásde proporcionar una isócrona muy imprecisa.Esto imita mucho la validez de los datos.
K-Ar
Pb-Sr
(21
398 1 85
Pluma manIática activa entre 500-350 Ma391±13 6 Hizí
354±11 11 RT yl StDebe representarla edad de enfriamiento delsistema Pb-Sr entes biotitas (—32m 0>
Eclogitas delalóctono superiordel Comple
1o deBraganga
Sm-Nd 13>440±54
508
Dos posiblesfunción delIsocronas, enmineral elegido
Metamorfismo de alta presión Ordovicico
a -O-c .1!Oo se-~ (,5os”o-~ ~
—o oc
st 5,
se e-o
Eclogitascon Ky
Ectogiteecomunes
u-Pb
u-Pb
(11>
473±9 SHRIMP7tn núcleos
Esencialmente iguale >9>: Litosfera oceánicade edad Cámbrico a Ordovicico Inferior y un
único evento de AP hacia tos 390 Ma
332±13 SHRIMPZrn. bordes
507±17 SHRIMPZrn, núcleos
397±28SHRIMPzrn, bordes
U-PbU-Pb
—U-Pb
(
(6>
512±11 SHRIMP7rn.ns~teos~~~teos
SHRIMPZrn bordes
Litosfera oceánica Cámbrica. Un único evento
de AP e 390 Ma
La mayor parte de loe trabajos rtir de esteacepten esta hipótesis. Nuevos atoe que serán
presentados en esta memoria y otros enpreparación (13> taponen en cuestión390
480±5 5 Zrn >207/206>R=490+12/-11 Subducción de litosfera oceánica. Protolitode edad desconocida Llama la atención la ausencia de herencias
U-Pb (5> 477±10 2 ZmEdad 207/205 Metamorfismo entre 480 y 420 Ma. establececomparación con eclogitea de Vendeé Con los daba presentados no es posible resolversise traía de edades de protolitos o tretamórficasPb-Sr (41 440/479 5 RT(2 isócronas
de 2 puntos>Metamoff,smo casazonsí Ordovicico Recalcula dos isocronas a paltirde datos de (2>,
con dos puntos cada una y excluye el quinto dato
K-Ar >2> 413±9 3 Hbt Pluma mantélica activa entre los 500 y 350 Ma
K-Ar (1> 898±32 Anfibol Evento metamórfico Precámbrico No se ha vueltos reproducir por ningún método.Probable exceso de Ar
Lherzol,ta conespinelavena con Cpx yGrt Macizo de uzel>
U-Pb (11>395±8
388±8
Zrn-SHRIMPcristalización durante una fusión parcial delmanto bajo condiciones de AP
Los episodios hacia tos 390 Ma tambiéncorresponden e una milonitización en facies delas anfibolitas
Pegmatita intrusivaen el macizode Uzel
Pb-Sr
U-Pb (10>
395*5Fs
RT, Mx, KEdad minima deles ullramáftcas. Las venas
con Cps y Grt se consideran originadas porlución parcial de las roces utíramáficasrelacionada con una subducción de edad
390 Ma
388±2—387±1
3 Mnz
5 Zrn
Herbeira
‘ene conOps+Grl Uzal
u-Pb 383±1 6 Rl
U-Pb (9> 392±16 Zrn SHRIMP
u-Pb<
<6> 392±46 Zrn <207/205>(R4004-1 6/-61
Generación previa en un back-arc y fusiónparcial hacia los 390 Ma
Lherzotitas deCabo ortegal
K-Ar
Pb-Sr
<21
392±5SEdC>(sin Hett 52>
Enfriamiento del manto Iherzolitico
Nuevas evidencias han hecho que el modelo depluma mantélica haya sido prácticamenteabandonado portes autores modernos, inclusode la escuela de Leiden.Las edades en tornos 390 Ma son característicasen todas les litologisa deles unidades superiores,indicando un importante episodio sectonotarmal
398±8 3 Phl ~>
337±10 2 RT+2 Ed 1=>335±10 2 RT+2 Phl <>
477±120e ~r í-> Emplazamiento de magmas ultremár,cosen relación con una pluma manIática
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capitulo 6: Geocronología
7’ 5511.!- AOION -GEOLOGICA METODO --, EDAD.(Mar NOTAS SOBREELMETODO INTERPRETACION DE LOS AuTORES- 1 - í OBSERVACIONES -
Anftoltta ricluide enla Serie de Otdenea
Fitita (zona de la ChI•Serio de Ordenes> -
(zona de la 85,Serte do Ordenes)
A-A, (14> 333±0.3
295±0.2
RT
Probablemente representa la edad deldespegue de Corredoires
Rejuvenecimiento debido a la intrusión degranitos o por plegamiento 03
Emplazamiento de granitoidea postcinemáticos
Ortognela de Lagos(Caaspd~odeMasis) U-Pb (8) 496+3/2
5 Zm. Herenciasa2242o 1941 Edad del protolito
atas en Ortogrssde legos (Masa)
Av-Aa (7) 373±0.5 Ma Accidentes en facies de los esquistos verdes
Faciesrrtilonítica
U-Pb
Rb-Sr
<3>
462±12 8 Zrn. Herencia—2550 Edad de los protolitos. Componentes
heredados de los materiales corticales queOriginaron los granitos
la edad más antigua debe estar más próxima ala cristalización de los cuerpos ígneos, puestoqos coincide con otros datos similares (8)459±11
4 Zrn Herenciaa -2270
450±25 5 RT Edad del protolito
Rb-Sr (2) 409±24 6 RT Edad del protolito No parece representativa, dada la presencia deedades U-Pb más precisas en tomo a 495 Ma
Anfibolita míloníticadel despegue deCorredo,ras
A-Ar (14) 376±2 Hbl Edad del despegue de Conedoiras
Figura 6.1. Recopilación de las edades isotópicas publicadas en las unidades superiores de los Complejos AlóctonoscJe> NWdel Placizo Ibérico con anterioridad al presente trabajo. En la columna 3 el número entre paréntesis indicala referencia de la lista que se detalla a continuación. Las abreviaturas de la columna 5 (‘notas sobre el método’)son: RT= roca total; R=intersección superior de una línea de regresión con el diagrama de concordia; las demásson abreviaturas de los minerales (según Kretz, 1983) utilizados para los análisis que, cuando están precedidas deun número indica la cantidad de fracciones o análisis utilizados por los autores.
REFERENCIAS:
(1) Vogel y Abdel-Monem, 1971(2) Van Caisteren et al., 1979(3) Kuijper, 1979(4) Marcos, 1982(5) Bernard-Griffiths etal., 1985(6) Peucat et al., 1990(7) Dallmeyeretal., 1991
Las eclogitas y los magmas graníticos
emplazados entre 465 y 410 Ma también estarían
relacionados con distintos momentos de la
evolución de este evento termal, que abarcaría
un período temporal comprendido entre 500 y350 Ma. Kuijper (1979) analiza un paragneis de
la unidad de Sobrado y proporciona una edad
U-Pb de 472±12Ma, correspondiente a la
intersección inferior con la curva de concordia
de tres fracciones discordantes de circón y unafracción subconcordante de monacita. Esta edad
es interpretada como indicativa del comienzo de
una fase de metamorfismo granulítico. El
metamorfismo en facies de las eclogitas, por el
contrario, es considerado anterior al granuliticoy de edad precámbrica, basándose en criterios
esencialmente petrográficos. Estos autores de
la escuela holandesa de Leiden defendieron un
modelo de evolución geológica para el NW del
(8) Dallmeyer y Tucker, 1993(9) Scháfer et al., 1993(10) Santos Zalduegui etal., 1995(11) Ordóñez Casado etal., 1996(12) Valverde Vaquero y Fernández, 1996(13) Santos etal., en prep.(14) Dallmeyer et al., 1997
Macizo Ibérico totalmente intracratónico, y basado
en un sólo ciclo dinamotérmico de duración muy
prolongada. Posteriormente, Marcos (1982)
reinterpretó los datos de los autores anteriores
y sugirió también una edad Ordovícico Inferior
para el metamorfismo catazonal, rechazando la
existencia de episodios precámbricos.
Bernard-Griffiths et al. (1985) y,
principalmente, Peucat et al. (1990) aportan
numerosas edades de eclogitas, granulitas,gneises y rocas ultramáficas del Complejo de
Cabo Ortegal, así como de la unidad de Sobrado
en el Complejo de Ordenes. Los segundosautores obtienen edades U-Pb comprendidas
entre 480 y 489 Ma en eclogitas y granulitas,
que corresponden a la intersección superior delineas de regresión con la curva de concordia,
siendo la intersección inferior próxima a 0. A
123
Capitulo 6: Geocronologia
pesar de la existencia de núcleos y recrecimientos
en los circones (ver fotos en Peucat et al, 1990),
el sistema U-Pb resulta sencillo y los datos soninterpretados como edades correspondientes al
metamorfismo de AP-AY Peucat eta!. (1990)
consideran que los protolitos de las granulitas
tienen una edad sólo ligeramente más antigua
que el metamorfismo (hecho compatible con un
origen en un arco volcánico), mientras que laedad del protolito de las eclogitas permanece
desconocida. Además, obtienen dos nuevas
edades U-Pb en circones de los metasedimentos
situados por encima de las metabasitas en la
unidad de AP-Al del Complejo de Cabo Ortegal;417+3/-2 Ma (gneises bandeados) y 422±4Ma
(gneises de Chimparra). Estas edades son
consideradas evidencias de un segundo episodio
metamórfico de alto grado, que no habría afectado
a las metabasitas. Todo ello sugeriría unaevolución tectonotermal diferenciada para las
metabasitas y los metasedimentos, que por lo
tanto no tendrían un origen estrechamente
relacionado.
Así pues, a la vista de los datos proporcionados
por los trabajos geocronológicos anteriores, y
de acuerdo con las interpretaciones másrecientes, parecía establecida con cierta fiabilidad
la edad del metamorfismo de AP-Al en las
metabasitas y en los metasedimentos. Sin
embargo, Scháferetaí (1993), aplicando nuevos
métodos U-Pb (SHRIMP> en circones zonadosde eclogitas y granulitas de Cabo Ortegal,
distinguen sectores de características ígneas y
recrecimientos metamórficos, y datan
independientemente ambas zonas. Losresultados parecen indicar una edad Cámbrico
Superior - Ordovícico Inferior para los protolitos(512±11Ma para las eclogitas y 476±3Ma para
las granulitas), y una edad Devónico Inferior (390
Ma) para un acontecimiento metamórfico,identificado como el metamorfismo de AP-AY
Por otra parte, Sch~fer et aL (1993) sugieren la
existencia de un único ciclo subductivo, que
generaría tanto las eclogitas como las granulitas.
En consecuencia, los datos previos de Peucat
et al. (1990) fueron reinterpretados, considerandoque en realidad correspondían a edades de los
protolitos ígneos, en lugar de representar un
acontecimiento metamórfico, o, en el caso de
los metasedimentos, a mezclas entre diferentes
poblaciones de circones (o diferentes dominios
en el interior de los circones) con distinta edad.
c) Episodio Devónico Inferior-Medio (410-380 Ma>: en las unidades de AP-Al existen
numerosas edades en este rango. En las rocas
ultramáficas probablemente están relacionadas
con un episodio de fusión parcial, puesto que es
la edad de los niveles de piroxenitas con granate
incluidos en ellas (Peucat et al., 1990; Scháfer
et al., 1993; Santos Zalduegui et a!., 1996;
Ordoñez Casado et al., 1996). Las edades
comprendidas entre 386 y 398 Ma (Van Caisteren
et aL, 1979) obtenidas en anfíboles y biotitas
procedentes de Iherzolitas indican que
probablemente se produjo una anfibolitización
de las rocas ultramáficas a una edad similar a
la fusión parcial que originó las piroxenitas. En
las eclogitas y granulitas este episodio se ha
relacionado con el desarrollo de una foliación
anfibolítica retrógrada producida durante el
emplazamiento de los complejos (Peucat el’ al,
1990; Dallmeyer eta!., 1991), y la mayor parte
de la edades obtenidas en anfibolitas derivadasde granulitas y eclogitas se sitúan en el rango
de 390-380 Ma (Van Carísteren eta!., 1979;
Peucatetah, 1990; Dallmeyeretaí, 1991; Santos
Zalduegui eta!., 1996; Dallmeyer eta!., 1997).
Después del trabajo de Sch~fer etal (1993),dataciones cada vez más precisas, tanto
mediante U-Pb convencional como mediante U-
Pb - SHRIMP, son interpretadas en relación conla existencia de un único episodio de AP-Al de
edad Devónico Inferior, y por tanto compatibles
124
Capitulo 6: Geocronologla
con la existencia de un único ciclo orogénico
(Santos Zalduegui, 1995; Ordoñez Casado el’al., 1996).
Sin embargo, los nuevos datos de
geocronología U-Pb de la unidad culminante de
MP que serán presentados en este capituloapuntan hacia una evolución tectonotermal
diferente, que incluye un episodio orogénico de
edad Ordovícico Inferior, al menos para las
unidades de MR En consecuencia, la historia
tectonotermal de estos conjuntos resulta con
toda probabilidad policiclica. Otro conjunto de
datos recientes también apoya la posibilidad deque el metamorfismo de AP de las unidades de
AP-Al tenga también una edad Ordovícica. Se
trata de nuevas edades Sm-Nd obtenidas por
Santos el’ al. (en prep.) en los complejos
portugueses. Estos autores analizan una eclogita
del Complejo de Braganga y una granulita del
Complejo de Morais (pertenecientes a las
unidades de AP-Al). Para la muestra de granulita
obtienen una isócrona a partir de roca total,granate, clinopiroxeno y anfíbol, que proporciona
una edad de 485~17 Ma que es interpretada
como la edad del metamorfismo de AP-AY En
la muestra de eclogita obtienen valores menos
precisos, que proporcionan dos posiblesisócronas con edades de 440±54y 508 Ma,
compatibles con las anteriores.
d) Episodio Devónico Superior— CarboníferoInferior (375-350 Ma>: Los datos isotópicos
indican que en este rango de edades se produce
un enfriamiento en las unidades superiores,
relacionado con el tránsito hacia condiciones de
la facies de los esquistos verdes y con la
actuación de accidentes tectónicos sustractivos.
El enfriamiento se deduce sobre todo a partir deedades ~Ar/39Arobtenidas en metasedimentos,
ortogneises miloniticos y anfibolitas de las
unidades superiores de los complejos de CaboOrtegal, Ordenes y Morais. Las edades 40Ar/39Ar
varian entre 371 y 376 Ma (Peucat el’ aL, 1990;
Dallmeyer eta!., 1991; Dallmeyer et aL, 1997).
Además, edades Rb-Sr que combinan roca total
y biotita indican un enfriamiento por debajo de
unos 320 0C (cierre del sistema Rb-Sr en biotitas,
Harrison el’ a!., 1985) hacia los 350 Ma (Peucat
el’ aL, 1990).
Con el fin de mejorar el conocimiento de la
evolución tectonotermal de la unidad culminante
y de aportar nuevos datos geocronológicos,
especialmente en lo que respecta a la edad de
las fábricas metamórficas de media y alta-T, se
planificó un estudio geocronológico de laslitologías más relevantes de esta unidad. Quizás
el método más apropiado para datar rocas ígneasde cierta antigúedad y fábricas tectónicas de
alta-T es el método U-Pb, puesto que permite
obtener edades con un alto nivel de precisión y
fiabilidad, y presenta la ventaja adicional respecto
a otros métodos de que el comportamiento del
sistema U-Pb de cada muestra puede ofrecer
indicaciones acerca de la validez de los resultadosy de las posibles perturbaciones producidas en
el sistema isotópico durante la historia geológica
de la muestra. Por ello, ha sido el método utilizado
en esta investigación, cuyos objetivos
fundamentales pueden resumirse en dos puntos:
(1) Datación del magmatismo de la unidad
culminante del Complejo de Ordenes y
confirmación de la contemporaneidad de las
intrusiones ácidas y básicas, como sugieren los
datos de campo (ver Capítulo 3).
(2) Datación del metamorfismo en facies de
las anfibolitas y de las granulitas de losmetasedimentos de la Serie de Ordenes, e
investigación de las posibles diferencias
temporales entre fábricas metamórficas.
Para tratar de alcanzar estos objetivos se
seleccionaron las 5 muestras que se consideraron
1 25
Capítulo 6: Geocronologia
minerales principales lilagioclasa (— 60 %),clinopiroxeno (— 15 %), ortopiroxeno (— 10%),
olivino (— 5 %) y hornblenda (— 3%), además de
cantidades menores de ilmenita y esfena. Laplagioclasa se presenta en cristales con
morfología variable entre tabular y prismática,
subidiomorfos y desorientados. Los olivinos songeneralmente redondeados, y en ocasiones
muestran coronas de ortopiroxeno y hornblenda.
Los piroxenos crecen de forma intersticial, lo que
denota su cristalización algo más tardía, y
engloban a las plagioclasas y a los olivinoscuando la textura es ofítica. En ocasiones
presentan inclusiones de ilmenita orientadas
según la exfoliación, y menos frecuentementelamelas de exolución. Los dominios pegmatoides
contienen plagioclasa, clinopiroxeno,
ortopiroxeno, anfíbol, ilmenita y ocasionalmente
cuarzo.
Durante la separación de los minerales
pesados, la fracción menos magnética (00 en el
separador Frantz; ver apéndice) proporcionó
bastantes circones de buena calidad, incoloros,
limpios y prácticamete sin inclusiones (lámina
6.1 d-O. Debido a su tamaño relativamente grande
y/o a un crecimiento de tipo esquelético,
únicamente se obtuvieron cristales fragmentados.
No obstante, en algunos fragmentos todavía esposible reconocer un hábito prismático e idiomorfo
(lámina 6.1 d, e), y a partir de ellos puede
deducirse una cierta homogeneidad en la
morfología y tamaño de los cristales (con una
media en torno a 0.6 mm), que sugiere la
existencia de una única población ígnea decircones. Se separaron manualmente, con la
ayuda de un microscopio binocular, tres grupos
con los circones de mejor calidad y se
desbastaron en una corriente de aire comprimidodurante veinticuatro horas, para eliminar los
bordes de los cristales y limitar así al máximo la
posible pérdida de Pb radiogénico (Krogh, 1973>.Como puede observarse en la Fig. 6.3, el análisis
de estas tres fracciones de circón da resultadosconcordantes y solapados entre sí, que permiten
obtener una edad de 499±2Ma (error 2u),que
es interpretada como la edad de la cristalización
ígnea.
• G97-2 (Granitoide situado en el contacto N
del GMC): Esta muestra pertenece a uno de losafloramientos de cuerpos de granitoides que
aparecen en el contacto entre el gabro de Monte
Castelo y la Serie de Ordenes (Fig. 6.2). Estos
cuerpos graníticos forman bandas estiradas enla dirección de la foliación, y su origen está en
relación con una fusión parcial de la lámina
superior de la Serie de Ordenes, que puede ser
consecuencia de la actuación de una zona de
cizalla extensional (ver el capítulo 3). El cuerpodel que se tomó la muestra tiene el aspecto de
una masa granítica heterogénea (lámina 6.2 a,
b) y una potencia que supera los 10Dm. Presenta
numerosos enclaves que pueden identificarsecomo los gneises de la lámina superior de la
Serie de Ordenes, y muestra una foliación
variablemente desarrollada, inclinada entre 20y 500 al NE, entre la que se preservan dominios
algo más homogéneos. Se seleccionaron para
su análisis zonas libres de enclaves, con la menor
deformación posible y ricas en biotita, y se
tomaron entre 7 y 8 Kg de muestra (de las
litologías restantes se tomaron entre 6 y 8 Kg).
En lámina delgada puede apreciarse que es
una roca con textura porfidoclástica, con un
tamaño de grano variable entre fino y grueso,
en la que los porfidoclastos son mayoritariamente
de biotita y plagioclasa, y más escasos degranate. La deformación ha producido la
compartimentación de la muestra en dos dominios
que definen un bandeado discontinuo: dominios
porfidolepidoblásticos, constituidos principalmentepor plagioclasa y biotita, por un lado, y dominios
acintados formados por mosaicos de cuarzo de
grano fino con contactos irregulares o suturados,
1 29
CapItulo 6: Geocronología
muy cerca de la curva de concordia (09-1% dediscordancia), proporcionando una edad de 500±2Ma (Fig. 6.4) para la cristalización del cuerpo
granítico.
El granitoide también contiene monacitas,
que muestran una morfología subesférica, son
de color amarillo pálido y de aspecto turbio. Estos
minerales se asemejan más a monacitas
metamórficas que a monacitas ígneas, puestoque estas últimas suelen tener una forma
aplastada y euhedral, frente a la forma
redondeada de las metamórficas (Parrish, 1990).Algunas monacitas de ésta y de las muestras
siguientes tienen una pátina superficial de coloranaranjado, probablemente de apatito (Lanzirotti
y Hanson, 1996), que fue eliminada
completamente mediante abrasión con aire
comprimido y/o limpieza con HNO3.
Las dos fracciones anaiizadas se proyectan
ligeramente por encima de la curva de concordia(Hg. 6.4), definiendo una discordancia inversa.La fracción M2, formada por los granos más
gruesos de monacita (— 0.15 mm) muestra unasedades
296Pbfl38U y 207Pbfl35U de 496 y 496 Ma,
respectivamente, lo que corrobora los datos
obtenidos en los circones, mientras que la fracción
Ml da edades algo más jóvenes (2~Pbfl38U =
491 Ma; 207Pb/238U = 490 Ma).
La diferencia de edad entre las monacitaspuede ser atribuida a dos factores: (1) el menor
tamaño de grano de los minerales de la fracciónMl podría favorecer una menor temperatura de
cierre del sistema U-Pb; (2) pérdida de Pb de
forma posterior a la cristalización. La proyecciónde los análisis porencima de la concordia es un
hecho relativamente frecuente en las monacitas,
y ha sido explicado como consecuencia de un
exceso de 296Pb originado por la gran capacidad
de este mineral para incorporar Th en su redcristalina (Sch~rer, 1964). Durante su
cristalización, la monacita podría incorporar
cantidades significativas de 230Th, un isótopo
radiogénico que pertenece a la cadena dedesintegración del 238U, con una vida media de75200 años, y que se desintegra finalmente a
Por lo tanto, si el sistema permanece cerrado
dentro de la red del mineral, la desintegración
de 2~Th a 296Pb produce una relación 296Pb/2~U
que se proyecta por encima de la concordia. Sin
embargo, la relación ~7PbA5Uno se ve afectada
por el exceso de 296Pb, por lo que en los casos
de discordancia inversa la edad 207Pb/235U se
considera la mejor estimación de la edad de
cristalización de la monacita. No obstante, enlas muestras tratadas en este estudio, considerar
la media de las tres edades aparentes no hace
variarsignificativamente los resultados. La pérdida
de Pb no es muy común en las monacitas, al
contrario que en los circones, aunque la posiciónde las fracciones Ml y M2 en el diagrama de
concordia sugiere la existencia de una pérdida
de Ph moderada. Esta pérdida de Pb puede
producirse por dos mecanismos diferentes. Por
un lado, puede ser consecuencia de una pérdida
lenta y continua por difusión de Pb durante un
enfriamiento lo suficientemente lento como para
mantener la temperatura cerca del límite Tc
(temperatura de bloqueo del sistema isotópico)
durante un intervalo prolongado.
Otra posibilidad es que se haya producido
una pérdida puntual de Pb durante un
acontecimiento térmico, cercano al momento de
la cristalización ígnea, como podría ser unmetamorfismo progrado. Ambos casos podríanllevar a una difusión incompleta de Pb en las
monacitas, como la reflejada en la Fig. 6.4.
132
Capitulo 8: Geocronología
(1) La morfología ígnea característica de los
circones, que no muestra evidencias de
recrecimientos o recristalizaciones.
(2) El carácter concordante de las edades
sugiere que el sistema U-Pb se ha comportado
como un sistema cerrado, puesto que los circonesmetamórficos son generalmente muy
discordantes, a menos que hayan cristalizado
nuevamente (Mezgery Krogstad, 1997).
(3) La difusión de Pb en circones prístinos
es insignificante hasta temperaturas superiores
a 10000C (Mezgery Krogstad, 1997).
(4) La literatura proporciona varios ejemplosde circones de cuerpos ígneos cuyos sistemas
U-Pb han permanecido inalterados tras haber
experimentado un metamorfismo granulitico
(Chiarenzelli y McLelland, 1993; Hólzí el’ aL, 1994,entre otros).
6.3.2 Edades del Metamorfismo
La temperatura de cierre relativamente alta
de las monacitas, por encima de 700-7250C
(Copeland el’ a!., 1988; Mezger el’ al., 1991), y la
ausencia general de componentes heredados,
hacen que este mineral sea especialmente
indicado para datar eventos termales de altogrado. El crecimiento de monacitas durante el
metamorfismo progrado en facies de las anfibolitasy granulitas en rocas metapeliticas está
ampliamente documentado (Parrish, 1990; Smith
y Barreiro, 1990; Lanzirotti y Hanson, 1996), y
sus edades de cristalización obtenidas mediante
el método U-Pb son interpretadas frecuentemente
como cercanas al pico térmico (Smith y Barreiro,
1990; Cawood st aL, 1994). Todas las edades
presentadas en este trabajo para las metapelitas
en facies de las anfibolitas y de las granulitas son
muy uniformes y varían en un intervalo muyestrecho comprendido entre 493 y 498 Ma. La
mayoría de las monacitas aparecen incluidas en
lepidoblastos de biotita y, por tanto, sus edades
son consideradas como las edades máximas para
el desarrollo de las fábricas gnelsicas, yprobablemente son muy cercanas al pico
metamórfico. Las edades de las monacitas de
los metasedimentos son sólo ligeramente más
jóvenes que las de los circones ígneos, y ambas
pueden considerarse prácticamente sincrónicas.Este hecho puede interpretarsede dos maneras:
(1) Las monacitas de las rocas
metasedimentarias podrían haberse formado por
la influencia térmica (metamorfismo de contacto)
de los cuerpos plutónicos durante su intrusión.
Entonces, las relaciones isotópicas obtenidas
datarían el magmatismo, no un evento
metamórfico, y las edades más jóvenes de lasmonacitas podrían ser explicadas por una menor
temperatura de cierre respecto a la de los circones.
Las monacitas representarian entonces relictos
del metamorfismo de contacto que habrían sido
incluidos en los lepidoblastos de biotita durante
un metamorfismo regional posterior.
(2) Las monacitas podrían reflejar un evento
metamórfico inmediatamente posterior a la
intrusión de los cuerpos ígneos.
La primera posibilidad ha sido desestimada
por varias razones:
(a) Las rocas metasedimentarias fueronrecogidas en un área amplia dentro de la unidad
culminante de la Serie de Ordenes, y en algunoscasos (pe. muestras 097-5 y 097-6) bastante
alejadas de los plutones ordovícicos (Fig. 6.2).
Resulta poco probable que el metamorfismo de
contacto afectara a toda la serie metasedimentaria,incluyendo zonas distantes de las intrusiones.
(b) El metamorfismo posterior a la intrusiónde los cuerpos ígneos alcanza la facies de las
1 39
Capitulo 8: Geocronología
granulitas en las zonas más profundas de la
unidad culminante. Este hecho puede observarsepor ejemplo en el GMC y en sus enclaves, los
cuales presentan un metamorfismo en facies de
las granulitas (ver Capítulos 3 y 4). Las
condiciones de temperatura tipicas de la facies
de las granulitas son claramente superiores a la
temperatura de cierre del sistema U-Pb en las
monacitas (Copeland et aL, 1988; Mezger el’ aL,
1991) y, en consecuencia, un metamorfismo deestas características habría originado e)
reequilibrio total, o al menos parcial del sistema.
Debido a ello, la edad del metamorfismo de alto
grado no puede ser posterior a la edad de las
monacitas. Lo mismo puede decirse para los
paragneises de la primera zona de la sillimanita;
si las monacitas incluidas en las biotitas fueran
anteriores al metamorfismo regional, éstas
deberían haberse reequilibrado isotópicamente
durante la actuación de éste. Un hecho muy
relevante en este aspecto es el carácter
concordante O subconcordante de todas las
fracciones de monacita analizadas, puesto que
indica que el sistema U-pb ha permacido estable.
Los argumentos previos apoyan la existencia
de un evento metamórfico de alto grado sólo
ligeramente posterior a la intrusión de los cuerpos
ígneos. La trayectoria P-T de las granulitas indica
que este metamorfismo está relacionado con un
engrosamiento cortical (ver capítulo 5).
En cuanto a las edades de 380-390 Ma
obtenidas en rutilos de la muestra 097-4,
difícilmente podrían ser interpretadas como
edades de enfriamiento, puesto que imphcarian
un lapso de tiempo demasiado largo desde elevento de alto grado. La temperatura de cierre
del sistema U-Pb en rutilos está estimada en
torno a 4500C (Mezger el’ aL, 1989), y por estemotivo tendría que haberse producido el paso
desde unos de 7250C hasta 4500C en un lapso
de 100 Ma, dando lugar a una velocidad de
enfriamiento poco realista. Por tanto, estas
edades pueden representar dos procesos
diferentes. Por un lado, podrían indicar un nuevo
enterramiento de la lámina granulitica, que
produciría un metamorfismo de temperatura
suficiente como para reequilibrar el sistema
isotópico de los rutilos, sin que afectase a las
monacitas, dada su mayor Tc. Por otro lado,
podrían corresponder a la exhumación de la
lámina granulítica, que habría permanecido
residente en la corteza inferior o media hasta
ese momento. Teniendo en cuenta el carácter
policiclico deducido para la región y la falta de
evidencias de ElE en las granulitas, parece más
probable que representen un evento termal
relacionado con un nuevo enterramiento. En
cualquier caso, las edades obtenidas en los
rutilos se interpretan en relación con la acreción
e incorporación de la unidad culminante a la cuña
orogénica varisca (Martínez Catalán el’ aL, 1999).
140
Capitulo
6:Geocronología
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141
Capítulo 7: Origen de la unidad culminante: contexto geodinámico e implicaciones para.. -
de la subducción, vergencia de las estructuras,etc., ni tampoco acerca de la zona del arco donde
se generó el magmatismo (frente del arco,basamento del arco, trasera del arco). En esta
representación se muestra un magmatismo enel frente del arco, según el modelo propuesto
por Shiki y Misawa (1982) para el sistema
trinchera - arco magmático de Japón, basado en
datos geológicos y geofísícos (Fig. 72).
7.2 Implicaciones para las interacciones
Gondwana-Laurentia durante el Paleozoico
Inferior
7,2.1 Introducción
La convergencia entre Gondwana y Laurentia
culmina en el Paleozoico Superior con la
formación del supercontinente Pangea. La historia
de las relaciones entre ambos continentes, que
termina con su colisión final, se prolonga durante
la mayor parte del Paleozoico e incluye una
compleja serie de colisiones, aperturas y cierres
de cuencas oceánicas, migraciones de terrenos,
formaciones de arcos de islas y acreciones. Lapaleogeografía y las interacciones entre las
grandes masas continentales durante el
Paleozoico son razonablemente bien conocidas
(Scotese y McKerrow, 1990; Keppie eta!., 1996;
McNiocaill el’ aL, 1997; entre otros); sin embargo,
las posiciones precisas de las microplacas yterrenos más pequeños están sujetas a mayor
incertidumbre, debido en gran parte a que la
precisión de los datos paleomagnéticos no es
mayor de ±500 Km, y a que sólo pueden
proporcionar información sobre la posiciónlatitudinal y sobre las rotaciones de las placas
(Taitetaí, 1997).
Las reconstrucciones continentales más
recientes para el Ordovícico Inferior, y que
incorporan todos los datos disponibles, sitúan aLaurentia (constituida principalmente por el cratón
Norteamericano, excluyendo los terrenos
acrecionados más tarde) en posicionesecuatoriales, y a Gondwana (constituida por los
núcleos cratónicos de Sudamérica, Africa,
Antártida, Australia e India) en el polo Sur, y
separadas por un océano relativamente ancho,
el Océano lapetus (Figa. 7.3 y 7.4).
Respecto a Ja posición y evolución de las
distintas microplacas situadas entre los núcleoscratónicos existen mayores diferencias entre las
distintas reconstrucciones. Lo que parece
aceptado es la existencia de un microcontinente
que derivó de forma independiente a partir del
Ordovícico, denominado Avalonia, y constituidopor lo que actualmente es la costa de Nueva
Inglaterra, Nuevo Brunswick, Nueva Escocia y
la península Avalón de Terranova (todo ello en
Norteamérica), y por el sur de Inglaterra, Las
Ardenas y la zona Reno-hercínica del Orógeno
Varisco (todo ello en Europa). Avalonia se desgajó
del margen de Gondwana y derivó hacia el norte
hasta colisionar con Laurentia en el Silúrico
(McKerrow y Cocks, 1986; Fortey y Cocks, 1988;
McNiocaill y Smethurst, 1994; Cawood el’ aL,
1994; McNiocaill et aL, 1997; Tait et aL, 1997;Prigmore el’ a!., 1997). El momento de la
separación entre Avalonia y Gondwana varía
entre Cámbrico Superior y Caradoc, según las
valoraciones de los distintos autores. Algunos
apoyan una separación Cámbrico Superior o
Tremadoc (McKerrow y Cocks, 1986; Scotese y
McKerrow, 1990; Trench el’ aL, 1992), de acuerdocon la aparición de vulcanismo de arco de edad
Tremadoc en el margen septentrional de Avalonia.
Este vulcanismo indica el comienzo de una
subducción dirigida hacia el sur de la corteza delapetus, y ofrece un mecanismo de trasera de
arco para el inicio del rifting’. Otros autores,basándose en evidencias faunísticas, sugieren
una separación en el Llanvirniense o Caradoc
Inferior (Cocks y Fortey, 1990; Vannier el’ aL,
1989).
145
Capitulo 7: Origen de la unidad culminante: contexto geodinámico e implicaciones para...
(Leyenda en página siguiente)
Ordovicico Superior (AshgilI, 440 Ma)
Silúrico Medio (Wenlock, 425 Ma)
146
capítulo 7: Origen de la unidad culminante: contexto geodinámico e implicacionespara...
Figura 7.3. Reconstrucciones continentales de Scotese y McKerrow (1990), que favorecen una posición
peri-Gondwánica para Iberia a lo largo del Ordovícico, que se mantiene hasta su colisión con Laurentiaen el Devónico. A) Mapa mundial para el Ordovícico Superior, donde puede verse el amplio OcéanoRheico abierto tras la separación entre Avalonia y Gondwana, y la posición de Europa Occidental, situadaal N del cratón africano. B) Situación en el Silúrico Medio, donde se ha producido la aproximación entreAvalonia y Laurentia y el cierre casi total de la cuenca del Océano lapetus. Iberia permanece adyacenteal margen N de Gondwana. C) Posición de los continentes en el Devónico, cuando se está produciendola colisión entre Laurentia y Gondwana, y donde se aprecia la posición de Iberia, frente al margen 5de Avalonia.
En cuanto a la posición del Macizo Ibérico,
muchos autores consideran lo más probable que
desde el Ordovícico Inferior hasta su colisión conLaurentia permaneció adyacente al margen
septentrional de Gondwana (Fig. 7.3; Cocks y
Fortey, 1988; Scotese y McKerrow, 1990;
McKerrow el’ aL, 1991). No obstante, en otrasreconstrucciones continentales se propone la
existencia de una microplaca formada por el
bloque íbero-Armoricano y el Macizo de Bohemia,
a la que denominan Armórica (Van der Woo,1979; Tait el’ al., 1997). Hasta que punto estos
macizos variscos de Europa occidental
funcionaron realmente como una microplaca no
está del todo claro; en cualquier caso laseparación entre ellos no pudo ser superior a
1500 Km (McKerrow y Cocks, 1986). Según
estas reconstrucciones, Armórica habríapermanecido próxima a Gondwana hasta el
Ordovícico Superior, momento en que tambiénse separó de su mamen septentrional, abriéndose
entre ellos el Océano Macizo Central-
Moldanubiense (MCM, Tait el’ al., 1995, 1997;
Fig. 7.4>.
De este modo, la convergencia entre
Gondwana y Laurentia incluye una serie decolisiones y acreciones de terrenos en el margen
sur de Laurentia, en las que están implicados
varios arcos de isla (McNiocaill el’ aL, 1997),aunque probablemente no se conocen todos los
arcos y terrenos que se acrecionaron a este
margen.
La colisión de Avalón y Laurentia se produjo
en el Silúrico (Cawood el’ aL, 1994) y la deGondwana hacia el Devónico Medio (Tait el’ aL -
1997; Martínez Catalán el’ al, 1997). La mayor
Devónico Medio (Givetiense, 380 Ma)
147
Capitulo 7: Origen de la unidad culminante; contexto geodinámico e implicaciones para...
Figura 7.4. Reconstrucciones continentales de Tait et al. (1997) para distintos momentos del Paleozoico, enlas que se puede observar la evolución de la microplaca armoricana, que incluye al Macizo Ibérico, desde elOrdovícico Inferior hasta el Devónico Medio. A) Situación actual de las distintas placas y mícroplacasconsideradas. E) Reconstrucción para el Tremadoc en la que se aprecia el amplio océano que separabaLaurentia de Gondwana y la incipiente separación de Avalonia, despegada de su margen Norte. C) Posiciónde las placas en el Ordovicico Superior, cuando ya se ha producido, de acuerdo con estos autores, laseparación de Armorica del margen de Gondwana y se ha abierto el Océano MCM. D) En el Devónico Medioya se han producido las colisiones sucesivas de Avalonia y Armórica con Laurentia. Nótese la posición deArmórica, adyacente al borde Sur de Avalonia.
parte de las reconstrucciones paleogeográficassuponen que el margen N de Gondwana (y por
tanto el Macizo Ibérico) colisionó contra el borde
sur de Avalonia (Figs. 7.3 y 74; Bachtadse el’aL, 1983; LeFort, 1989; Tait el’ aL, 1994, 1995,
1997). En la Fig. 7.5 se muestra la posicióndetallada del Macizo Ibérico en el Devónico
basada en Lefort (1989) y Martínez Catalán el’
al. (1997).
7.2.2. Relación entre la unidad culminante y
la evolución de los continentes paleozoicos
La correlación precisa de algunas unidadesde los Complejos Alóctonos con los terrenos ymicroplacas mencionados en el apartado anterior
es objeto de debate. Elautóctono y las unidades
basales de los complejos tienen claras afinidadesgondwánicas, que incluyen la presencia de un
148
- - It
CapItulo 7: Origen de la unidad culminante: contexto geodinámico e implicaciones para...
evento orogénico Cadomiense (Quesada, 1990;
Oschner, 1993) y evidencias de un “rifting”
Ordovícico (Ribeiro y Floor, 1987; Pm el’ aL,
1992). Martínez Catalán el’ al. (1997) presentaron
un modelo acrecionario en el que se realiza unacorrelación entre los terrenos a ambos lados del
Atlántico. Por un lado, proponen que las unidades
ofiolíticas representan la última corteza oceánica
generada en el Océano Rheico, con una edad
de 395 Ma (Dunning etat, 1997; DIaz García el’
aL, 1999a), que fué rápidamente acrecionada(deformación en facies de anfibolitas a unos380-
390 Ma; Dallmeyer y Gil lbarguchi, 1990;
Dallmeyer el’ al., 1991; 40ArP9Ar en concentrados
de hornblenda); y por otro lado relacionaron lasunidades superiores con el terreno Meguma, el
terreno emergido más externo del otro lado del
actual Océano Atlántico (Fig. 7.5).
El descubrimiento de un evento orogénico
Tremadoc en la unidad culminante hace que la
correlación anterior de las unidades superiorescon Meguma no pueda seguirsiendo mantenida,
puesto que no existe actividad tectonotermaldel Paleozoico Inferior en este terreno (Murphy
y Keppie, 1998). Estas edades podrían
relacionarse con el evento Tacónico en los
Apalaches y eventos contemporáneos
(Finmarkiense, Grampiense) en otras partes delcinturón caledónico, pero estos episodios son
comúnmente adscritos a la convergenciarelacionada con el cierre del Océano lapetus y
se producen en el margen norte de Avalonia
(Hossack y Cooper, 1986; Soper, 1988; Cawood
el’ aL, 1995; Winchester y Van Staal, 1995).Tampoco pueden relacionarse con el autóctono
ibérico, puesto que la edad del plutonismo y
metamorfismo cadomienses es más antigua,
situada entre 600-540 Ma (Quesada, 1990;Oschner, 1993). En este contexto, la existencia
de un margen convergente conjugado con elde Iberia en el Tremadoc representa unproblema, puesto que ésta es la edad de la
separación entre Avalonia y Gondwana y,
asumiendo que este margen opuesto fueraefectivamente Avalonia, deberla existir un
régimen extensional (pe. ver Fig. 1 en Prigmore
el’ aL, 1997).
Por ello, podría pensarse que la unidad
culminante es un elemento exótico a Gondwana
y al Océano Rheico, por ejemplo un arco
volcánico insertado mediante movimientos
transcurrentes, y de procedencia desconocida,
aunque en dicho caso podría relacionarse conlos terrenos caledónicos de Báltica, que presentan
actividad tectonotermal de esta edad (Gee y
Sturt, 1985).
No obstante, como la mayor parte de los
autores coinciden en señalar que Gondwana
colísionó con Avalonia, parece fo más razonabie
considerar que este margen convergente
ordovicico está relacionado con una actividad
dentro del conjunto Gondwana-Océano Rheico-Avalonia. Además, otro argumento apunta en
ese sentido. La similitud entre las edades más
antiguas obtenidas a partir de intersecciones
superiores con la concordia del sistema U-Pb de
circones de Meguma, Avalón, las unidades
superiores de los complejos y los ortogneises
del autóctono, situadas entre 2.7 y 1.8 Ga,sugieren un basamento común (Kuijper, 1980;
Lancelotel’aL, 1985; Peucatetaí, 1990; Krogh
y Keppie, 1990; Dallmeyer y Tucker, 1993;Gebauer, 1993; Scháfer el’ aL, 1993; Santos
Zalduegui el’ aL, 1995), con edades similares a
las del cratón africano-occidental (Bessoles,1977; Caby, 1989), y por tanto gondwánico.
Por otra parte, la existencia de márgenesconvergentes y arcos magmáticos asociados
durante el Ordovícico Inferior al margen de
Gondwana ha sido documentada al menos paralos Andes Centrales en Argentina (Ramos, 1988;Dalia Salda el’ aL, 1992), y edades metamórficas
149
cap(tufo 8: Conclusiones
Como requiere un trabajo de estascaracterísticas, las conclusiones que se han ido
obteniendo durante su desarrollo han sido
expuestas y discutidas a lo largo de esta memoria.
Por ello, este capitulo se limitará a un breve
resumen de las que se consideran más
importantes.
8.1 Evolución tectonometamórfica
El sector occidental de la unidad culminante
del Complejo de Ordenes muestra unascondiciones máximas de metamorfismo variables
entre la facies de las granulitas y la facies de las
anfibolitas. En el área de estudio han podido
distinguirse dos láminas con evoluciones
metamórficas diferentes: una lámina inferior con
metamorfismo granulítico de media-P o
transicional hacia alta-P, y una lámina superior
con metamorfismo en facies de las anfibolitas.
La lámina inferior comprende el macizo de
gabros de Monte Castelo y las litologías
asociadas. Es un macizo ovalado en el que la
deformación se concentra en sus bordes y en
algunas zonas de cizalla presentes en su interior
Se han identificado dos tipos de granulitas: unas
provienen de la recristalización del gabro en
zonas de cizalla de alta-T próximas a su base(granulitas básicas), y otras se desarrollan a
partir de los enclaves sedimentarios que se
encuentran en su interior (granulitasmetasedimentarias). Ambos tipos de granulitas
reflejan condiciones P-T semejantes y presentan
una evolución metamórfica común. Su trayectoriaP-T ha sido calculada mediante termobarometría
convencional y multiequilibrio (método TWQ), y
se caracteriza por una fuerte presurización a
altas temperaturas que alcanza unos 10 Kbar ymás de 80000
La lámina superior está formada por
metasedimentos y cuerpos más pequeños de
gabros y ortogneises. El metamorfismo alcanza
la primera zona de la sillimaníta, mineral que
aparece incluido en porfidoblastos de moscovita
y se encuentra desde la parte basal de la lámina
hasta los niveles más altos estudiados
(proximidades del contacto occidental entre la
Serie de Ordenes y la granodiorita de La
Coruña). Los dos cuerpos gabroicos más
importantes de la lámina superior son los gabros
de Oza y Barrañán (ver Fig. 31). En los
contactos entre estos gabros y los
metasedimentos de la Serie de Ordenes se han
encontrado varios afloramientos de anfibolitas
pobres en Ca, cuyo origen está probablemente
relacionado con un metasomatismo de las rocas
gabróicas en zonas con un fuerte contraste
composicional y con intensa deformación. Estas
litologías desarrollan asociaciones minerales
complejas, generalmente adecuadas para el
estudio de sus condiciones P-T de formación.
Dada la intensa retrogradación y la composición
desfavorable de los metasedimentos de la Serie
de Ordenes en este sector, se ha preferidoutilizar estas anfibolitas para el estudio de la
evolución metamórfica. La trayectoria obtenidarefleja una descompresión aproximadamente
isotérmica a unos 650 CC
El contacto entre las dos láminas
mencionadas, teniendo en cuenta el saltometamórfico sustractivo existente entre ellas, es
interpretado como un accidente extensional. El
estudio cinemático de la zona de intensa
deformación que existe entre las dos láminas,
marcada finalmente por el desarrollo de filonitasa partir de los metasedimentos y de algunos
cuerpos graníticos deformados asociados a lazona de contacto, indica movimiento del techo
hacia el S — 5W. No se ha podido determinaríaedad de este accidente, que refleja un
adelgazamiento cortical que podría corresponder
al ciclo Ordovicico o al ciclo Varisco (véase elcapItulo 3).
151
capítulo 8: Conclusiones
La trayectoria P-T deducida para lasgranulitas indica un engrosamiento cortical
considerable que se produce a altas
temperaturas, en el campo de la sillimanita. De
acuerdo con los modelos térmicos existentes,
este tipo de trayectoria sólo es compatible conuna región calentada por un intenso magmatismo
de forma previa y/o durante un engrosamiento
cortical, lo que resulta característico de arcosmagmáticos. La trayectoria de la lámina superior
refleja el enterramiento de un nivel situado
inicialmente más alejado de los cuerpos ígneos,
puesto que no se registra un calentamiento tan
intenso. La descompresión isotérmica indica unaexhumación a la que probablemente han
contribuido procesos tectónicos.
8.2 Geocronalogía
Se han datado, mediante el método U-Pb,
muestras de rocas ígneas y de metasedimentos
tanto de la lámina inferior como de la lámina
superior de la unidad culminante.
Rocas ígneas
Los circones de la muestra 097-1 (gabro de
Monte Castelo) muestran un sistema U-Pb
concordante que define una edad de cristalizaciónde 499 ±2Ma, fácilmente interpretable como la
edad de la cristalización ígnea.
La muestra 097-2 corresponde a ungranitoide deformado asociado al contacto entre
las dos láminas definidas en la unidad culminante.
Se analizaron circones y monacitas, que indican
que su cristalización se produjo hace 500 ±2
Ma.
Estos resultados son semejantes a los
obtenidos en otros grandes cuerpos deortogneises de las unidades culminantes de los
complejos: el ortogneis de Corredoiras en el E
del Complejo de Ordenes, con 500 ±2 Ma (Abati
el’ aL, 1999, U-Pb en circones) y el ortogneis de
Lagoa en el Complejo de Morais, con 496 +3/-
2 (Dallmeyery Tucker, 1993). Este conjunto de
datos indica la existencia de un importante
episodio magmático ocurrido durante el
Tremadoc.
Rocas mel’ased¡mentar¡as
Con anterioridad a este trabajo no existían
datoscronológicos de las fábricas metamórficascíe la unidad culminante. Se han datado tres
muestras de metasedimentos de la Serie de
Ordenes, con el objetivo de conocer la edad del
metamorfismo. Para ello se han separadomonacitas que se encontraban incluidas en
lepidoblastos de biotita.
La muestra 097-4 es una granulita que se
encuentra como un enclave en el GMC. Las
monacitas de esta muestra tienen una edad de
498 ±2Ma, que se considera próxima a la edad
del metamorfismo. Se separaron también rutilos,
que proporcionan unas edades 206/238 de 391±
3 y 382 ±3,que se consideran relacionadas con
la actividad tectonotermal varisca.
Las muestras 097-5 y 097-6 son paragneises
de la lámina superior, con un grado metamórfico
que alcanza la primera zona de la sillimanita.
Las monacitas analizadas indican unas edades
de 496±3y 493±1, respectivamente, que seconsidera reflejan su cristalización durante un
metamorfismo regional progrado.
El grado metamórfico de estas litologías
impide que los anteriores datos cronológicos
puedan ser interpretados como correspondientesa un metamorfismo de contacto, a pesar de su
proximidad a las edades de las rocas ígneas,
porque la Ta la que se produceel metamorfismoregional es superior a la T de bloqueo del sistema
152
Capitulo &- Conclusiones
U-Pb en las monacitas. Por ello, el estudio
geocronológico de la unidad culminante índica
la presencia de un magmatismo tremadociensesólo ligeramente anterior, quizás contemporáneo,a un metamorfismo que alcanzó alto grado enlos niveles basales.
8.3 Conclusiones y discusión generalrespecto al origen y evolución de la unidadculminante del Complejo de Ordenes
Esta unidad, situada por encima de una
sutura varisca, representa un terreno con unaevolución tectonotermal ligada a dos ciclos
distintos con pautas completas de enterramiento
— exhumación. Esta conclusión surge, además
del trabajo expuestoen esta memoria, del estudio
conjunto de la unidad culminante realizado por
el equipo de investigación en el que está integrado
esta Tesis, que incluye la zona oriental de la
unidad (González Cuadra el’ aL, 1999), puestoque en el área de estudio no existen evidencias
de la evolución estructural completa,
especialmente en lo que se refiere al segundo
ciclo. El primer ciclo, cuya edad y características
se han estudiado en este trabajo, se desarrolla
durante el Ordovícico Inferior (Tremadoc), y por
sus características metamórficas, cronología y
naturaleza de los cuerpos ígneos, estáprobablemente relacionado con una actividadtectonometamórfica en un margen activo. Elquimismo del 0MC sugiere que este margenpodría ser un arco de islas. El segundo ciclo está
relacionado con la acreción e incorporación dela unidad culminante a la cuña orogénica varisca,que comenzó su desarrollo en el DevónicoInferior La existencia de dos ciclos supone la
dificultad añadida de diferenciar entre lasestructuras, paragénesis metamórficas y cuernosigneos pertenecientes a uno u otro ciclo, En el
área de estudio, es decir, en el sector occidentalde la unidad, las fábricas regionales de media yalta 1 son ordovicicas. Las únicas estructuras
asimilables con certeza al ciclo varisco son los
pliegues de fase 3 y los desgarres dextrosasociados, y posiblemente también las fábricasfiloniticas en facies de los esquistos verdes que
se superponen a una foliación de mayor grado.
Por ello, cabe preguntarse si algunas de lasestructuras que se observan en niveles más
superficiales de la Serie de Ordenes, y descritas
como variscas, no podrían ser realmente más
antiguas. Un ejemplo pueden ser los pliegues
recumbentes descritos en las rías de Sada y
Ferrol, cuya vergencia no ha sido establecida.Estos pliegues están cortados por diques básicos
deformados (Díaz García, comunicación personal,
1999), por lo que podrían ser buenos candidatos
para ser estructuras compresivas ordovícicas.
Las unidades de AP-AT de los complejosalóctonos, que afloran justo por encima de la
sutura varisca y por debajo de las unidades
culminantes, de las que está separadas por un
despegue extensional, también podrían formar
parte del mismo arco magmático ordovícico. Poreso, las edades ordovícicas obtenidas en estasunidades, consideradas inicialmente como
metamórficas y reinterpretadas posteriormente
como edades de protolitos, quizás deberían serreconsideradas teniendo en cuenta los nuevos
datos aportados en este trabajo.
Las reconstrucciones continentales másmodernas sitúan a Iberia adyacente o muycercana a la microplaca Avalonia antes de ladesintegración de Pangea, por lo que algunos
autores han correlacionado las unidades
culminantes de los complejos con los terrenosavalonienses situados actualmente al otro lado
del Atlántico. La convergencia de placasordovicica propuesta en este trabajo representaun problema en el contexto de las interaccionesGondwana — Laurentia, puesto que muchas
veces se asume para este periodo un contexto
extensional en el margen 5 de Avalonia y en el
153
Capítulo 8: conclusiones
margen N de Gondwana, relacionado con suseparación mutua y con la apertura del OcéanoRheico. Una explicación plausible es que
movimientos oblicuos entre Gondwana y
Laurentia, o un escenario más complejo que
involucre varios microcontinentes, podría haber
insertado un arco volcánico exótico en el OcéanoRheico, entre Gondwana y Avalonia. Sinembargo, parecen haber existido límites de placas
convergentes durante el Ordovícico en otras
regiones marginales de Gondwana;
concretamente, han sido identificados en los
Andes Centrales y en el basamento varisco de
Europa Central y de los Alpes. Además, las
edades más antiguas procedentes de
intersecciones superiores con la curva de
concordia en circones de Avalonia, Gondwana
y las unidades culminantes sugieren la existencia
de un basamento común, por lo que no puede
descartarse la posibilidad de que el evento
orogénico registrado en la unidad culminantepueda haberse producido en el dominio
Gondwana—Avalonia.
Nuestros datos apoyan, pues, la existenciade límites de placa convergentes en el conjunto
Armórica—Avalonia-Océano Rheico, probablemente
de corta duración y relacionados con lasinteracciones entre microplacas, lo que no
descarta un régimen general divergente.
Realmente, existe muy poco conocimientoacerca
de la configuración detallada de las microplacasy de su posición precisa, por lo que
probablemente existan más terrenos y arcos de
isla acrecionados en los márgenes de Gondwana
y de Laurentia de los actualmente identificados.
*
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166
Apéndice 1: Técnicas analíticas U-Pb
Al. Principios teóricos básicos
La desintegración radioactiva de los isótopos
de U y Th en isótopos estables de Pb constituye
la base de varios métodos de datación de
muestras geológicas. El más utilizado actualmente
es el método isotópico U-Pb, también llamado
U-Pb convencional. Los dos isótopos radioactivosde U que nos interesan para este método se
desintegran en distintos isótopos de Pb:
235[J —> 2~Pb
—*
Realmente, cada uno de los isótopos padre
2~Pbfl’4Pb = (2~Pb/~Pb)
207Pbfl04Pb = (207Pb/204Pb)
donde:
no se desintegra directamente a un isótopo de
Pb, sino que constituyen el inicio de dos cadenas
de desintegración independientes, relativamente
complejas y con varios isótopos intermedios(Fig. Al). Puede demostrarse que desdeel punto
de vista del análisis matemático es posible tratar
estas cadenas de desintegración como si ésta
se produjese directamente desde el isótopo
padre radioactivo hasta el isótopo radiogénico
estable (Wetherill, 1966>. Por ello, la acumulación
de Pb radiogénico en la red cristalina de los
minerales ricos en U puede describirse por
medio de las ecuaciones de desintegración
conocidas:
+ (238U/2~Pb>(e2t —1)
+ (235U9~Pb>(e¿2t —1>
del mineral, siempre que se cumplan una serie
de condiciones (Faure, 1986>:
206Pb/204Pb. = relaciones
isotópicas de Pb en el mineral en el momento
del análisis,
(206Pb/204Pb), (207Pb/204Pb) = relaciones
isotópicas iniciales del Pb incorporado en el
mineral en el momento de su formación,
2~U/204Pb, 235U/204Pb = relaciones isotópicas
del mineral en el momento del análisis,
a2 = constantes de desintegración del
2~Uy el 235U,
= tiempo transcurrido desde que el mineral
se ha comportado como un sistema cerrado para
el U, el Pb y todos los isótopos radiogénicos
intermedios.
La solución de estas ecuaciones proporciona
dos edades independientes, basadas en dos
series de desintegración separadas. Cuando las
edades son iguales se dice que el sistema es
concordante, y representan entonces la edad
1) El mineral se ha comportado como un
sistema cerrado para el U, el Pb y todos los
elementos radiogénicos intermedios a lo largo
de su historia.
2> Se han utilizado los valores correctos para
las relaciones isotópicas iniciales del Pb.
3> Las constantes de desintegración se
conocen con exactitud.
4) La composición isotópica del U es normal
y no ha sido modificada por fraccionación
isotópica o por la desintegración natural
provocada por la fisión del 235U.
5) los resultados analíticos son precisos y
libres de errores sistemáticos.
El diagrama concordia
El método U-Pb presenta la ventaja de contar
con dos sistemas de desintegración
167
Apéndice 1: Técnicas analíticas U-Pb
92
90
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Ez
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92
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80124 126 128 130 132 134 136
Número de neutrones
Figura Al. Cadenas de desintegración del 238U y del 235U
independientes. Esto permite soslayar en gran
parte el problema del cálculo del Pb inicial que
existía en la red del mineral cuando cristalizó, y
en muchas ocasiones también permite interpretar
edades discordantes (Wetherill, 1956, 1963). Eneste diagrama se enfrentan las ecuaciones de
desintegración del 23aU y el 235U, reescritas en la
forma:
(206Pb/238U>* = eÁlt —1
a isótopos estables de Pb
donde:(206Pb/238U) = ((2~Pb/204Pb)- (2~Pb/204Pb))/
y de forma análoga:
(207Pb/235U) = e~t —1.
Estas ecuaciones pueden utilizarse para
calcular conjuntos de relaciones isotópicas
1 1
—,
124 126 128 130 132 134 136 138 140 142 144 146
Número de neutrones
BE231
207Pb
207TI
138 140 142 144
168
Apéndice 1: Técnicas analíticas U-Pb
(206Pb/238U)~ y (207Pb/235U) compatibles para
valores específicos de t. El resultado es una
curva, denominada curva de concordia, que
representa el lugar donde todos los sistemas U-
Pb tienen edades concordantes. Cuando un
análisis U-Pb se proyecta sobre la curva de
concordia resulta muy probable que se cumplan
las condiciones anteriormente mencionadas, y
que represente entonces la edad del mineral.
Cuando las edades son discordantes, suproyección en este diagrama permite interpretar
generalmente la causa de la discordancia, y si
vados análisis se alinean, la intersección de la
línea de regresión con la curva de concordia
proporciona muchas veces la edad del mineral
y en ocasiones la edad de algún evento térmico
posterior a su cristalización, que haya producido
una pérdida de Pb. La interpretación de edades
discordantes es una materia que puede resultar
compleja, y no será tratada en este resumen,
puesto que la casi totalidad de los análisis
presentados en esta memoria resultan
concordantes. Para los principios fundamentales
se recomienda consultar a Faure (1986),
A2. Método analítico utilizado en elLaboratorio de Geocronología de la MemorialUniversity of Newfounland <Canada)
El procedimiento para analizar los isótopos
de U y Pb de un mineral puede dividirse en tres
etapas: 1) separación de los minerales de interés,2> disolución de su red cristalina y tratamiento
quimico para la separación del U y el Pb, 3)
análisis en el espectrómetro de masas. Una
descripción másdetallada de un método de trabajo
similar al aquí empleado puede encontrarse, por
ejemplo, en Santos Zalduegui (1995).
muestra de roca. Para ello se utiliza primero una
trituradora de mandíbulas, que reduce la roca afragmentos de un tamaño medio de unos 5 cm,
y posteriormente se pulveriza en un molino de
discos metálicos. El polvo resultante se hace
pasar a través de una mesa vibradora o mesa
“wilfley”, que proporciona una primera separación
entre una fracción pesada y una ligera. Todoslos minerales de interés geocronológico tienen
una densidad elevada, por lo que se acumulan
en la fracción pesada. Después de filtrar la
muestra con un tamiz de 70 mesh, se eliminanlas impurezas metálicas procedentes de las
piezas de las máquinas de machaqueo haciendopasar poco a poco la muestra en caida libre
frente a un potente imán.
Una segunda separación entre una fracción
pesada y otra ligera se consigue con la ayuda
de líquidos densos. En este caso de empleó
ioduro de metileno, que tiene una densidad de
3.2 g/cc. La siguiente separación se realiza en
función de la susceptibilidad magnética de los
minerales, mediante un separador isodinám¡co
de tipo Frantz. Combinando la inclinación del
brazo del separador y el amperaje del electroimán
se separan distintas fracciones (Fig. A2). Los
circones de mejor calidad se concentran en la
fracción no magnética (1.7 A, 250 de inclinación
del brazo y 0~ de inclinación lateral), los rutilos
en las mismas condiciones y 50 de inclinación
lateral, y las rnonacitas a 1.0 A, y 1O~ de
inclinación lateral.
Por último, se seleccionan manualmente bajo
un microscopio binocular, y con laayuda de unas
pinzas de joyero, los cristales de mejor calidad
en función de su morfología, color, transparencia
y cantidad de grietas e inclusiones.
A.2.1 Separación de los minerales
Se han separado circones, monacitas yrutilos. El primer paso consiste en pulverizar la
La mayor parte de las fracciones así
obtenidas se desbastaron en una corriente deaire comprimido, en un intento de minimizar la
169
Apéndice
1:Técnicasanalíticas
U-Pb
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170
Apéndice 1: Técnicas analíticas U-Pb
posible pérdida de Pb (Krogh, 1982), excepto
las muy pequeñas o delicadas que se detallanen la tabla 6.1. En el caso de los circones se
utilizó además pirita para amortiguar los choques
entre los cristales.
A.2.2 Disolución y tratamiento químico parala separación del U y el Pb
Todos los reactivos empleados en el
laboratorio necesitan sarda gran pureza y con
niveles de contaminación de Pb y U mínimos.
Para obtener este grado de pureza en el agua,
la acetona y los ácidos necesarios se parte de
productos muy puros proporcionados por casas
comerciales, y se destilan dos veces con una
evaporación subebullición, siguiendo un método
similar al de Mattinson (1972>. El sistema consiste
en dos botellas de Teflón FEP de 1000 ml
conectadas en ángulo recto por un bloque de
Tafón TFE. Con una lámpara de infrarrojos se
calienta la botella de alimentación por encima
del nivel del liquido y protegida con una lámina
de papel de aluminio, de modo que no llegue al
punto de ebullición. La botella receptora se
refrigera en una corriente de agua, para que seproduzca la condensación del vapor generado.
Circón
Los circones se depositaron en un vaso de
precipitados pequeño y se lavaron con HNO3,
H20 doblemente destilada (x2 H20) y acetona,llenandohasta la mitad el vaso con cada reactivo
y sumergiendo su parte inferior en un baño
ultrasónico durante unos segundos. Después se
procede a su pesado en una microbalanza de 7
dígitos. A partir de este momento se requierencondiciones de laboratorio ultralimpias, queincluyen el trabajo en salas con aire
acondicionado filtrado y en el interior decampanas con flujo laminar doble hacia elexterior
Las muestras se cargaron en bombas de
disolución de Teflón de tipo Krogh, añadiéndose
25 gotas de HF, una gota de HNO3 y el “spike.
Éste consiste en un trazador isotópico mixto con
una relación conocida205PbP~U, y se añade una
cantidad variable en función del peso de lamuestra y de una estimación “a priori’ de su
concentración de U, de acuerdo con la
experiencia de muestras anteriores, buscandouna relación 207Pb/205Pb próxima a 2, que es la
óptima para el análisis en el espectrómetro. Las
bombas se sellaron con camisas de acero
inoxidable y se dejaron en un horno a 210 CC
durante 5 dias.
Una vez disueltos los minerales se procede
a la separación del U y el Pb mediante quimicade intercambio iónico, siguiendo un método
modificado de Krogh (1973>. Las diferencias
principales están en que las columnas de
intercambio son más pequeñas, y en que se
utiliza aproximadamente una décima parte del
volumen de los reactivos que se empleaban en
1973. Las columnas, contruidas con Teflón
termorretráctil, se rellenan con resma tipo DOWEX
AG1-X8, y se utilizan como reactivos x2 H20,
6.2 N HCI y 3.1 N HCI. En un primer paso se
limpia la resma y la columna haciendo pasar a
través de ella 15 gotas de x2 H20 y 15 gotas de
6.2 N HCI alternativamente, un total de 12 veces.
Posteriormente se acondiciona la columna con
16 gotas de 3.1 N HCI, y se carga la muestra.
Haciendo pasar a través de la columna con la
muestra ya cargada distintas cantidades (unas
pocas gotas> de 3.1 N HCI, 6.2 N HCI y x2 KO
se van eluyendo los distintos elementos químicosque componen el mineral, recogiéndose el U y
el Pb en un mismo vaso y rechazando los demás,según el esquema mostrado en la Fig. A3. Lascolumnas han de calibrarse para conocer el
volumen exacto de reactivos que hay que añadir
a través de la columna para que se produzca ellavado del Pb y el U. Finalmente se añade 1 gota
171
Apéndice 1: Técnicas analíticas U-Pb
QUÍMICA DE INTERCAMBIO IÓNICO EN COLUMNAS (Monacita, Esfena, Rutilo, Pb común> —
Descripción del procedimiento
1. Limpieza de las columnas y la resma
2. Acondicionamiento dalas columnas
a. carga dala muestra en las columnas
4. Lavado del circón
5. Elución del U
6. Eliminación del HBr
Recipienteda recogida
DesechoDesechoDesechoDesechoDesechoDesecho
Desecho
Desecho
Desecho
Recogida
Recogida
Reactivo
x2 H206.2N HCIx2 H2062N HCIx2 H206.2N HCi
3.1N Hci
3.1N HCi
SiN HCiSiN HCiSiN HCISiN HCi
deU HBr
deu 3.1NHCISiN HCISIN HOI
Evaporar hasta una pequeña gota en una placa caliente, asegurándose de que
Entonces, añadir 50 gotas de 62N bICI y poner en baño ultrasónico
7. Elución del Ph Recogida de Pb 6.2N HCI
Cubrir con para fílm y esperar al día siguiente
Desecho x2 H20
Desecho 6.2N HCI
Desecho 6,2N HCI
Desecho 6.2N HCISN HNO36.2N HCI6.2N HCI
x2 H20
8. Limpieza dalas columnas
9. Acondicionamiento dalas columnas
10. Recarga del Li en las columnas
II. Lavado del U
12. Elución del U Recogida de Ph
Cantidad Chequeo
LlenaLlenaLlenaLlanaLlenaLlena
1/3Vol.Col. — —
30 gotas ____
5 gotas —
5 gotas ____
5 gotas —
1/3VoI.Coi. —
i/2Vol.Col. —
20 gotas —
20 gotas —
20 gotas —
no se queme (tarda varias horas).durante lO segundos.
i/3Voi.Col. — —
Llena
1/3 Vol. Col.
1/3 Vol. Col,
20 gotas1/2 Vol. Col.20 gotas1/2 Vol. Col.
1/3 Vol. Col.
13. Adición de H3P04 Recogida de Ph
flejarevaporaren placa caliente hasta una pequeña gota
(Leyenda en la siguiente página)
tPO4 1-2 gotas
172
Apéndice 1: Técnicas analíticas U-Ph
QUÍMICA DE INTÉRCAMBIO IÓNICO EN COLUMNAS (CIRÓÓN)
Figura A3. Esquema del procedimiento seguido para la separación del Uy el Pb en columnas de intercambiojónico.
Descripción del procedimiento
1. Limpieza dalas columnas y la resma
2. Acondicionamiento da las columnas
3. Carga de la muestra en las columnas
4. Lavado del circón
5. Elución del Ph
6. Lavado del U
7. Adición de H3P04
de H3P04 ultrapuro a la disolución y se evaporahasta que queda una única gota.
Monacita y rutilo
El rutilo se disuelve de forma análoga alcircón. La disolución de las monacitas se realiza,
en cambio, con 50 gotas de 6.2 N HOI en una
bomba de Savillex®, que se sitúa en una placa
caliente durante al menos 24 h.
La química de intercambio iónicoes diferente,
y se ha utilizado una variación del métodopropuesto por Manhes etal. (1978>. Se utilizan
columnas algo mayores y la elución del Pb se
produce con ayuda de HBr (Fig. A3>.
A.2.3 Análisis en el espectrómetro de masas
El U y el Pb se depositan juntos en unfilamento de Re desgasificado. Para ello se
mezcla la gota de muestra que contiene el U y
el Pb separados en el proceso anterior con gel
de silice y H3P04 diluido, y se deposita sobre el
filamento, que se calienta hasta la completa
evaporación de la gota.
El aparato utilizado para los análisis isotópicosfue un espectrómetro de masas de ionización
térmica Finnigan-MAT 262 equipado con cuatro
copas de Faraday y un contador de iones. Las
copas de Faraday se calibran con estándares
NBS 981 varias veces al día, y el sistema contador
de iones se calibra contra una copa de Faradaymidiendo una relación conocida.
El Pb fue medido en modo estático en las
copas de Faraday, excepto el204Pb, que se midió
en el contadorde iones. El U se midió en modo
estático con colección Faraday doble.
La medición de las relaciones isotónicas serealizó de forma repetida en el rango de 1400 a
1550 0C para el Pb y de 1550 a 1640 0C para el
ChequeoRecipientede recogida
DesechoDesechoDesechoDesechoDesechoDesecho
Desecho
Desecho
Desecho
Muestra
Reactivo
x2 H20
SiN HCIx2 H206.2N HCIx2 H206.2N HCI
31N HCi
3IN HCI
SiN HCISiN HCISIN HCiSiN HCi
SiN HCI
Cantidad
15 gotas15 gotas15 gotas15 gotas15 gotas15 gotas
16 gotas
10 gotas
2 gotas2 gotas2 gotas10 gotas
10 gotas15 gotas
10 gotas20 gotas
1 gota
Muestra x2 H20
Muestra H3P04
173
Apéndice 1: Técnicas analíticas U-Pb
U, y los mejores conjuntos de datosse combinaron
para obtener los valores medios para cada relación,
A.3 Correcciones, errores y constantes usadas
Los valores medidos se corrigieron para una
fraccionación de U y Pb de 0.1 % uma., de
acuerdo con lo que se ha determinado a partir de
mediciones repetidas de estándares NES. También
se corrigen para la contaminación introducida en
el procedimiento del laboratorio, que resulta de
unos 2-10 pg de Pb y 1-2 pg de U. Otra corrección
es la que se realiza para el efecto del Pb común,
utilizando para ello un Pb de la composición
predicha por el modelo de Stacey y Kramers
(1975) para la edad de la muestra, que se resta
a la cantidad de Pb común que supera el nivel de
contaminación del laboratorio.
Las incertidumbres en las edades y relaciones
isotópicas se calcularon mediante un programa
no publicado del Royal Ontario Museum, y
corresponden a errores absolutos 2u. Las fuentes
de incertidumbre consideradas incluyen la
incertidumbre en las mediciones de relaciones
isotópicas en el espectrómetro, asignando un 80%
al fraccionamiento de U y Pb, un 50% a la cantidad
de contaminación de U y Pb, y un 4% a la
composición isotópica del Pb usada para restar
el Pb común presente que supera el nivel de
contaminación del laboratorio.
Las lineas de regresión se calcularon usando
el programa de Davis (1982), con datos
individuales en los que se consideran las
incertidumbres 2a, y las incertidumbres en la edad
de intersección con un intervalo de confianza del
95%-
Las edades se calcularon usando las
constantes de desintegración recomendadas por
daffey etal. (1971>.
1 74
Apéndice 2: Análisis de minerales
La mayor parte de los análisis de minerales
se han realizado en el Centro de Microscopia
Electrónica “Luis Brú”, perteneciente a la
Universidad Complutense de Madrid, y los
restantes en el Departamento de Geología de la
Universidad de Oviedo. El Centro de Microscopia
dala U.C.M. está equipado con una microsonda
de electrones deol Superprobe dXA-8900 M con
cuatro espectrómetros. Los patrones de óxidos
y silicatos necesarios para la analitica han sido
cedidos al Departamento de Petrología y
Geoquímica (Facultad de Ciencias Geológicas,U.CM.> por el Smithsonian Institute de
Washington, excepto algunos que se hanadquirido a la Universidad de Harvard y a varias
casas comerciales de reconocida solvencia. La
microsonda de la Universdad de Oviedo es una
Camebax con caracteristicas similares a la
anterior Las condiciones rutinarias de trabajo en
ambas máquinas son:
-Tiempo de integración: lOs
- Potencial de aceleración: 15 Kv- Corriente del haz: 20 nA
- Diámetro del haz: 2 -Sp
Aunque para la termobarometría se han
utilizado composiciones de minerales en las que
se considera que todo el Fe corresponde a Fe2~y las proporciones catiónicas se han calculado
con el programa CMP (que forma parte del
“software” TWQ; Barman, 1991), en las tablasse ha incluido una estimación del Fe3t necesaria
para el estudio mineraloquimico y, en ocasiones,para la propia clasificación de los minerales. El
cálculo del Fe3~ se ha realizado por balance de
cargas, ajustando los cationes a un número fijo
de acuerdo con la fórmula teórica del mineral.
Para ello se ha empleado la hoja de cálculo
Microsoft Excel.
1 75
Apéndice
2:Análisis
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186
Apéndice
2:A
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TablaA5:
Anfibolesde
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básicas.
Muestra:
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0,991,01
K20
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1,70TiO
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1,621,61
1,601,69
NiO
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0,040,06
0,06Cr203
0,020,02
0,160,16
0,05Total
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98,8297,36
96,11
ECationes=
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1,7351,620
1,609A
l”0,650
0,7350,616
0,5860,732
Fe~ t0,504
0,4250,499
0,4290,083
Fe21,514
1,5971,639
1,7391,951
Mn
0,0000,020
0,0190,018
0,000M
g2,154
2,0372,025
2,0212,028
Ca1,734
1,7631,810
1,8151,887
Na(M4>
0,2660,237
0,1900,185
0,113Na<A)
0,1480,155
0,1300,102
0,185K
0,3200,328
0,3030,308
0,331Ti
0,1710,183
0,1780,180
0,193Ni
0,0050,000
0,0050,008
0,007O
r0,003
0,0020,019
0,0190,006
Fa/(Fe-i-Mg)
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0,4470,463
0,490
187
Apéndice
2:Análisis
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