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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

METO:00< kw

EQADí-ÁMÑi->

t~0TA$SQBREEL METOQO

tINTERPRETACIONoEI.Y§rLtÑ’ j’~i~~

~< QPSERVACIONES$l%-M~$i~

,<l>A9iiW.ÁÁ~k’

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

122

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.

*

1 54

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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


92

90

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o

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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

(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


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


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

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Desecho

Desecho

Desecho

Recogida

Recogida

Reactivo

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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

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5 gotas —

5 gotas ____

5 gotas —

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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

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Reactivo

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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


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

nálisisde

minerales

TablaA5:

Anfibolesde

lasgranulitas

básicas.

Muestra:

9563795637

9563895638

99273

510242,38

41,4642,53

42,6142,02

A120>13,42

14,1813,54

12,5013,06

FeO16,24

16,1017,36

17,3215,99

MnO

0,000,16

0,150,14

0,00M

gO9,72

9,109,22

9,058,94

CaO10,89

10,9611,47

11,3211,58

Na2O1,44

1,341,12

0,991,01

K20

1,691,71

1,621,62

1,70TiO

21,53

1,621,61

1,601,69

NiO

0,040,00

0,040,06

0,06Cr203

0,020,02

0,160,16

0,05Total

973796,65

98,8297,36

96,11

ECationes=

13,excepto

Ca,Na,K

Si6,299

6,2266,265

6,3806,391

Al”

1,7011,774

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)

0,4130,440

0,4470,463

0,490

187

Apéndice

2:Análisis

dem

inerales

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188

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Apéndice2:

Análisisde

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