The browsing of UC Digitalis, UC Pombalina and UC Impactum and the consultation and download of

titles contained in them presumes full and unreserved acceptance of the Terms and Conditions of

Use, available at https://digitalis.uc.pt/en/terms_and_conditions.

As laid out in the Terms and Conditions of Use, the download of restricted-access titles requires a

valid licence, and the document(s) should be accessed from the IP address of the licence-holding

institution.

Downloads are for personal use only. The use of downloaded titles for any another purpose, such as

commercial, requires authorization from the author or publisher of the work.

As all the works of UC Digitalis are protected by Copyright and Related Rights, and other applicable

legislation, any copying, total or partial, of this document, where this is legally permitted, must contain

or be accompanied by a notice to this effect.

Algumas considerações sobre a petro-génese dos granitóides grosseiros porfiróidesda região de Viseu (Portugal)

Author(s: Godinho, M. M.

Published by: Museu e Laboratório mineralógico e geológico; Centro de EstudosGeológicos

Persistent URL: http://hdl.handle.net/10316.2/36517

Accessed : 12-Sep-2018 01:21:14

digitalis.uc.ptimpactum.uc.pt

U N I V E R S I D A D E D E C O I M B R A

PUBLICAÇÕES DO MUSEU E LABORATÓRIO MINERALÓGICO E GEOLÓGICO

D A

N.° 85

Memóriase Notícias

C O I M B R A1 9 7 8

ALGUMAS CONSIDERAÇÕES SOBRE A PETRO- GÉNESE DOS GRANITÓIDES GROSSEIROS POR- FIRÓIDES DA REGIÃO DE VISEU (PORTUGAL)

M. M. Godinho

Museu e Laboratório Mineralógico e Geológico, Universidade de Coimbra, Portugal

Memórias e Notícias, Publ. Mus. Lab. Mineral, Geol., Univ. Coimbra, n.° 85, 1978

RESUMO — Cartografaram-se duas fácies de ganitóides grosseiros porfirói- des da região de Viseu, o granodiorito de Mosteirinho e o granito de Fai- minhão, e apresentam-se dados químicos e mineralógicos sobre as rochas e sobre alguns dos seus minerais; o estudo das sequências de grãos de quartzo, feldspato potássico e plagióclase revelou que o granito de Mostei­rinho conservou caracteres do granito ideal, ao passo que o de Farminhão foi sede de transformações no sub-solidus. A integração de todos os dados permite inferir que, das duas fácies estudadas, apenas o granito de Farmi­nhão terá tido significativa capacidade para veicular matéria para as rochas periféricas.

ABSTRACT — Some thoughts on the petrogenesis of two coarse-grained granitoid facies of the Viseu region (Portugal). Two facies were mapped in the coarse- -grained granitoids around Viseu, the Mosteirinho granodiorite and the Far­minhao granite; some chemical and mineralogical data concerning the rocks and their minerals are presented and sequences of the quartz-K feldspar-pla- gioclase grains are studied. It is concluded that the Mosteirinho granodiorite preserved ideal granite sequences and the Farminhao granite was affected by some sub-solidus transformations. Integration of the data allows the inference chat only the Farminhao granite had some transport capacity for matter in the direction of the surrounding rocks.

RÉSUMÉ—Quelques considérations sur la pétrogénèse de deux faciès granitoïdes de la région de Viseu (Portugal). On a cartographié deux faciès de granitoi­des à grain gros dans la légion de Viseu, la granodiorite de Mosteirinho et le gianite de Farminhâo, et on présente quelques données chimiques et miné­ralogiques sur les roches et sur ses minéraux; T étude des séquences de quartz-feldspath potassique-plagioclase permet de conclure que la grano­diorite de Mosteirinho ? préservé les séquences caractéristiques du granite

idéal, tandis que le granité de Farminhão a été le siège de transformations dans la région du sub-solidus. L’intégration des données soutient l’idée que, des deux faciès étudiées, seulement le granité de Farminhão eut capacité pour véhiculer matière vers les roches encaissantes.

1. INTRODUÇÃO

O granito grosseiro porfiróide, com megacristais centimétricos e biotite como mica única ou largamente dominante (grupo IV dos granitos jovens em OEN, 1970), ocupa vastas extensões das Beiras e Norte de Portugal, com significativa representação também no noroeste de Espanha (Capdevila et al., 1973). Dentre os grani- tóides hercínicos tem sido considerado dos de mais recente for­mação, e dos menos afectados por acções tectónicas (cfr. Julivert et al., 1974). A sua caracterização geológica e petrográfica tem sido feita por diversos autores; em particular Schermerhorn (1956) e Oen (1958) tratam com pormenor os afloramentos da região de Viseu. Sobre as variáveis intensivas que presidiram à sua formação escasseiam dados que fundamentem inferências com razoável grau de verosimilhança.

Na sequência dos estudos que vêm sendo efectuados pelo presente autor sobre os granitóides da região de Caramulo-Viseu, foi cartografada uma pequena região de granitóides grosseiros porfiróides situada a ocidente da cidade de Viseu; nela se dis­tinguiram duas fácies, aqui designadas por granito de Farmi- nhão e granodiorito de Mosteirinho (ver carta geológica da figura 1); na tabela 1 apresentam-se alguns dados modais e químicos refe­rentes a estes granitóides. A presente contribuição incide sobre estes dois granitóides e tem por objectivo apresentar alguma infor­mação e aduzir alguns factos que permitam, com margem de incerteza aceitável, inferir as condições de pressão de água, tem­peratura e fugacidade de oxigénio prevalecentes na formação des­tas rochas, e relacionar algumas destas condições com eventuais modificações somáticas operadas nas rochas na fixação final da sua mineralogia. Se na história dum magma granítico se consi­derarem quatro etapas (eventualmente coincidentes algumas delas) — origem, movimentação, cristalização e modificações no sub-so- lidus (cfr. Whitney, 1975) —, diremos que os objectivos ante­riores se dirigem às etapas terceira e quarta.

44

2. ALGUNS DADOS MINERALÓGICOS E TEXTURAIS

De primordial importância para prossecussão dos objectivos referidos em 1 é a co-ocorrêncía, que no presente caso se observa, de biotite, feldspato potássico e magnetite (cfr. tabela 1) e, por

45

Fig. 1 — Mapa geológico simplificado da região de Farminhão-Mosteirinho. À margem indicam-se as coordenadas M e P. Símbolos: 1 — granito de Farminhão, de grão grosseiro, porfiróide, com megacristais brancos e cen- timétricos, geralmente de feldspato potássico; 2— granodiorito de Mos­teirinho, de grão grosseiro, porfiróide, com megacristais centimétricos de cor branca a rósea, geralmente de feldspato potássico; 3 — granitos de duas micas, de grão médio a fino, porfiróides ou não, com deformação nal­guns casos bem visível; 4—rochas de composição tonalítica a gabróide; 5 — rochas pré-graníticas, essencialmente metassedimentares; 6 — falha.Os círculos negros e os números mais próximos deles assinalam as amostras

referidas no texto.

46

outro lado, as modificações mineralógicas operadas por processos posteriores à cristalização magmática sobre as texturas primárias dos granitóides. Por estas razões centram-se esforços sobre o estudo daqueles minerais, no que se refere à actividade de alguns componentes, e sobre as sequências dos grãos dos minerais maiores.

(1) Efectuadas por gravimetria (Si, AI e Mg), colorimetria (Ti, Fe total, Mn, P e Ca), volumetria (Fe) e espectrofotometria de absorção ató­mica (K e Na); H20+ foi determinada pelo método de Penfield. Análises de M. S. Cortês.

(2) Efectuadas por contador de pontos, fixando em 2.45 o limite superior do erro-padrão (Chayes, 1956). Com base nos valores modais cabem aos granitóides VCS9 e VCS16 as designações de granodiorito e granito, respectivamente (Streckeisen, 1974).

(3) O valor médio da molécula anortítica corresponde a oligoclase cálcica nos dois granitóides; em ambos pode apresentar zonamento directo.

(4) Ilmenite < magnetite em VCS9; magnetite em VCS16.

47

As amostras utilizadas para o efeito e colhidas com a preocupação da sua representatividade são localizadas na figura 1.

Tabela 2 — Fórmulas estruturais (1) das biotites estudadas

1. A composição química das biotites (tabela 2) e a infor­mação da tabela 3 mostram que a fácies mais félsica (granito de Farminhão) possui biotites tipicamente ferrosas (vide Foster, 1960), esboçando-se alguma heterogeneidade composicional desta

(1) Calculadas pelo método de Foster (1960), a partir de análises químicas efectuadas por M. S. Cortês, as quais fazem parte de trabalho em preparação. Sempre que Si e A1 não eram bastantes para perfazer a coordenação IV incluiu-se algum Ti nos posições tetraédricas.

48

mica ao longo da área cartografada. A biotite do granodiorito de Mosteirinho possui composição intermédia ferrosa-magnesiana; os dados apresentados não permitem extrair conclusões sobre eventual heterogeneidade composicional neste granitóide. O grau de oxidação do ferro nas biotites, embora mostre forte variabili­dade espacial no granito de Farminhão, tende a ser mais elevado neste do que no granodiorito de Mosteirinho (tanto quanto os dados disponíveis permitem inferir).

2. Observações efectuadas sobre os feldspatos potássicos das rochas em causa sugerem a predominância de graus de ordenamento estrutural intermédios, escasseando os feldspatos de baixo estado estrutural. No granito de Farminhão estes feldspatos são de cor branca; no granodiorito de Mosteirinho a cor rósea leve é fre­quente. São em geral pertíticos; a pertitização apresenta, todavia,

49

extensão variável. Na tabela 4 apresentam-se alguns dados per­tinentes à determinação da actividade da molécula ortoclásica nos feldspatos potássicos.

3. A magnetite foi identificada em grão em ambos os gra­nitóides ; por via roentgenográfica determinou-se a aresta da célula unitária da magnetite da amostra VCS9, com o valor a0 =8.3959 ± 0.0025 A (probabilidade de 0.95), valor muito pró­ximo dos apresentados por Deer et al. (1963) e Robie e Bethke (1963) para a magnetite. Para a associação mineralógica obser­vada, eventuais desvios químicos na composição deste mineral relativamente à sua fórmula estequiométrica serão fundamental­mente devidos à presença de moléculas de magnesioferrite, ulvos- pinela, maghemíte, espinela s. s. ou hercinite; à excepção da primeira, as espinelas citadas possuem a0 significativamente diferente do da magnetite (vide Deer et al.y 1963). Considerando a amplitude do intervalo de confiança de ao, poderá postular-se que a solução sólida não conterá menos de 90 % de moles de Fe(II) Fe(III)204, valor que, por maioria de razão, poderá ser tomado como limite inferior para definir a actividade da molécula magnetítica na magnetite do granito de Farminhão.

4. Os trabalhos de A. B. Vistelius e seus colaboradores demonstraram a importância que pode ter o conhecimento das propriedades das sequências de grãos de quartzo, feldspato potás-

(1) Análises efectuadas pelo método do reflexo (201) descrito em Jones e t a l . (1969), usando KBr03 como padrão interno; erro da estimativa = ± 3% do valor dado.

4 — Memórias e Notícias — N.° 85

50

sico e plagióclase na caracterização dos granitos magmáticos ideais (Vistelius, 1972) e dos que sofreram já acções metasso- máticas (Vistelius e Faas, 1972). Utilizando métodos de estudo e de cálculo descritos em Godinho (1975, 1976) obtiveram-se para algumas amostras dos granitóides de Mosteirinho e Farmi­nhão os resultados que a tabela 5 apresenta. Não há entre estes dois granitóides acentuada diferença no que se refere ao vector das probabilidades estacionárias; os testes estatísticos mostram que todas as cadeias são homogéneas, de primeira ordem no gra­nodiorito de Mosteirinho, de segunda ordem no granito de Far-

51

minhão; os resultados para as mesmas cadeias invertidas são praticamente idênticos aos referidos na tabela 5. É notório, em qualquer caso que os grãos de feldspato potássico possuem uma relativamente baixa probabilidade de ocorrência e não revelam tendência a agregar-se, ao contrário do que acontece com o quartzo e a plagióclase.

3. CONSIDERAÇÕES SOBRE A CRISTALIZAÇÃO DOS GRA­NITÓIDES DE MOSTEIRINHO E FARMINHÃO

Para os processos magmáticos a petrologia experimental estabeleceu que as principais variáveis que influenciam a tempe­ratura e as sequências de cristalização são a pressão total P, a fuga­cidade da água fH2O, e a fugacidade do oxigénio fO2 (cfr. Wyllie et al., 1976). Dadas as inter-relações existentes entre as variá­veis T, P, fH2O e fO2, definida fH2o pode estimar-se P mínima; fixada uma das três T, fH2O e fO2 no sistema natural, os dados experimentais permitem estimar as restantes, sem perder de vista que o salto metodológico do sistema artificial ao natural corres­pondente arrasta alguma incerteza para os resultados.

Seja fO2 a variável fixada. A água associada ao fluido mag- mático dissocia-se parcialmente, em extensão considerável se as temperaturas do fluido são de várias centenas de graus. E embora a contribuição da pressão parcial do oxigénio daí resultante seja em regra diminuta (em geral inferior a 10-14 atmosferas), esta pressão parcial adquire significado como medida da capacidade oxidante da fase fluida; minerais em cuja estrutura participem elementos com número de oxidação variável (v. g. magnetite e biotite) são particularmente sensíveis a variações nesta capaci­dade oxidante, as quais se irão reflectir na sua constituição quí­mica. Partamos da hipótese de que, no caso presente, o oxigénio atmosférico não teve acesso aos fluidos graníticos; dada a com­posição química da biotite coexistente com feldspato potássico e magnetite (vide equilíbrios químicos pertinentes em Wones e Eugster, 1965), e postulando a existência de tampões intermédios relativamente a HM e NNO (ver figura 2) e, em primeira aproxi­mação, uma variação linear de fO2 entre os extremos HM e NNO, o valor de fO2 que determinou a posição da biotite no triângulo Fe (III) —-Fe (II) — Mg pode exprimir-se analiticamente como

função de T, com base na informação obtida experímentalmente por Norton (1955, fide Wones e Eugster, 1965), e Huebner e Sato (1970) para os tampões HM e NNO, respectivamente. Dadas as actividades dos componentes KFe3AlSi3O10 (OH)2, KAlSi3O8 e Fe304, respectivamente na biotite, no feldspato potássico e na

52

Fig. 2 — Diagrama Fe (II)-Fe (III)-Mg (representação parcial) com Projec­ção das biotites analisadas nos granitóides de Farminhão e Mosteirinho, assinaladas pelo número da amostra correspondente. A tracejado represen­tam-se, no sistema ternário, anite-flogopite-«oxibiotite», as composições em Fe (II), Fe (III) e Mg de biotites tamponizadas por Fe2Os — Fe3O4 (HM), Ni-NiO (NNO) e Fe2SiO8-SiO2-Fe3O4 (QFM) (segundo Wones e Eugster, 1965). Observe-se que as fugacidades do oxigénio correspondentes às bio­tites dos granitóides em estudo se situam entre as definidas pelos tam­

pões HM e NNO.

magnetite, a curva de estabilidade da biotite no plano fH2O — T pode conhecer-se (vide Wones e Eugster, 1965; Muller, 1972; Wones, 1972).

A aplicação destes princípios metodológicos aos granitóides que nos ocupam, utilizando os dados apresentados no capítulo 2, levou à dedução das bandas de estabilidade das biotites que a figura 3 mostra, e dos valores de fO2 e T mínimos expressos na figura 4; a figura 3 contém ainda algumas curvas pertinentes às rochas graníticas em geral.

53

Fig. 3 — Diagrama fH20-T que relaciona os domínios de estabilidade das biotites dos granitóides em estudo (áreas sombreadas) com as curvas de solidus e liquidus saturados em água e de liquidus com 4 % de água no sistema granítico. As regiões de estabilidade das biotites foram traçadas a partir dos resultados de cálculos efectuados com base na equação de Wones (1972), tomando em conta a incerteza de cálculo considerada em Wones e Eugster (1965); para o granitóide de Farminhão tomou-se a média das composições das cinco biotites analisadas. A curva do solidus saturado em água está baseada em dados experimentais de Luth et al. (1964), a curva real estará algo deslocada para valores de T e fH2O mais elevados, por influência do conteúdo do magma em anortite); as curvas de liquidus basea­ram-se em dados experimentais de diversos autores (vide Harris et al.t 1970). No traçado das curvas utilizaram-se sempre os coeficientes de fuga­

cidade da água referidos em Holser (1954).

A informação contida na figura 3 pode ser base de interes­santes inferências e especulações sobre a petrogénese dos grani­tóides em causa; as condições dessa petrogénese afigura-se terem sido diferentes nestes granitóides, como a seguir se discutirá.

Torna-se difícil inferir o conteúdo de H20 nos magmas ori­ginais, o qual terá sido significativamente maior do que a pequena percentagem que ficou retida nas rochas (ver tabela 1), no seu principal recipiente, a biotite. A escassez de rochas pegmaplí-

Fig. 4 — Diagrama PO2-T para os granitóides de Farminhão (A) e Mostei­rinho (B); para referência apresentam-se os domínios de estabilidade de ferro, vustite, magnetite e hematite e a curva correspondente à ágna pura para pressão de 2000 atmosferas (Miyashiro, 1964); quando necessário, tomou-se fO2 como estimativa de PO2. Na área tracejada projectam-se diversos granitóides de duas micas, de grão médio a fino, ocorrentes no sector sudeste da antiforma Porto-Tondela. Em todos os granitóides os valores de T apresentados são mínimos correspondentes à intersecção da curva do solidus granítico com a curva de estabilidade das biotites. O domínio de valores PO2-T normais na crusta terrestre indica-se a pon­teado. As curvas apresentadas devem ser tomadas como aproximações das curvas correspondentes a fases ocorrentes na natureza sob pressões elevadas; todavia, a influência da pressão sobre as fases sólidas não deverá ser muito significativa (cfr. Miyashiro, 1964) e, por outro lado, a pre­sença de componentes estranhos em solução sólida poderá opor-se, em parte, ao efeito da pressão sobre a posição das curvas (cfr. Eugster, 1969).

54

55

ticas associadas a estes granitóides, em particular ao de Mostei­rinho, e a fraca incidência de acções hidrotermais sobre os rochas encaixantes, levam a prever que esses magmas não seriam muito ricos em água. Por outro lado, a preservação de numerosos encra­ves em qualquer um dos granitóides implica que a fusão silica- tada não possuiria sobreaquecimento excessivo relativamente à sua curva do liquidus.

O domínio de estabilidade da biotite do granodiorito de Mosteirinho situa-se claramente na região em que, relativamente a líquidos graníticos saturados em H20, não é permitida a exis­tência de fases sólidas. Os resultados experimentais de Ruther- ford (1969) sugerem que a biotite ferrosa não será estável em presença de líquidos graníticos a pressões inferiores a 4 Kb, para baixos teores de Ti. Tomando, já com larga margem de segu­rança, o intervalo de fugacidades de H20 2-3 Kb (vide Holser, 1954, para conversão de pressões em fugacidades) como limite inferior do domínio de estabilidade da biotite do granodiorito de Mosteirinho em presença do líquido magmático, diremos que, mesmo tendo a biotite sido o primeiro mineral maior a cristalizar, o líquido magmático estava longe da saturação em água. Ainda que se menospreze o efeito do titânío sobre a estabilidade da biotite (cfr. Rutherford, 1969), aquele líquido conteria menos de 4-6 % de água ao ser atingida a curva do liquidus (o seu con­teúdo inicial de água poderia até ser bastante menor). Nestas condições ter-se-á iniciado a cristalização da biotite, enquanto a massa magmática, com viscosidade ainda relativamente baixa, ascendia na crusta sob pressão de carga superior a uns 4 Kb. Não é claro que a cristalização de todos os minerais maiores tenha seguido um curso regular; o facto de a curva do liquidus possuir pendor positivo e a existência, na rocha actual, de grãos de plagió­clase com indícios de «corrosão», sugerem que, durante o processo de ascensão, terá havido na massa magmática refusão e crista­lização de grãos já formados; a pressão da água terá diminuído durante a ascensão em consequência de diminuir a pressão de carga sobre a massa magmática, não obstante esta massa poder reter alguma água de minerais hidroxilados das rochas intruídas. De qualquer modo, o largo intervalo de coexistência liquidus + soli- dus terá permitido percorrer na crusta considerável distância verti­cal sem que a viscosidade e o contraste de densidade entre a massa magmática e as rochas encaixantes tenham atingido valores impedi-

56

tivos do movimento. Por outro lado, sendo o declive da curva do liquidus negativo, a massa magmática pôde assimilar rochas pré- -existentes de maior basicidade, as quais deixaram testemunhos em numerosos encraves de composição tonalítica a diorítica. A cristali­zação primária terá terminado a PH2O e T não inferiores a cerca de de 0.8 Kb e 720-740°C; a pressão lítostátíca seria consideravelmente superior a 0.8 Kb. A preservação da primeira ordem markoviana em cadeias simples, reversíveis e homogéneas de grãos de quartzo, feldspato potássico e plagióclase (ver tabela 4) sugere que a tex­tura da rocha conservou, muito aproximadamente, o arranjo próprio dos granitos ideais, não tendo sofrido apreciáveis modi­ficações no sub-solidus no que se refere aos minerais félsicos, facto que, juntamente com a quase inexistência de rochas pegmaplíticas que se associem a este granodiorito, implica a escassez de fluidos nas etapas terminais do processo de formação.

A formação e evolução do granito de Farminhão apresenta nítida individualização relativamente ao granodiorito de Mostei­rinho. A sequência de cristalização apresentou-se algo diferente. Parece provável que alguma biotite mais magnesiana tenha cristalizado antes de atingida a curva do liquidus; poderá ser o caso dos pequenos grãos biotíticos que formam auréolas em cris­tais de feldspato potássico, os quais, ainda em pleno crescimento acima da sua curva do solvus (cfr. Orville, 1963) terão oferecido àqueles grãos pontos de nucleação onde era elevada a actividade do potássio. Todavia, na generalidade, os cristais de biotite dis­persos na rocha ou foram dos últimos a formar-se no seio dum líquido silicatado a T e Ph2o não inferiores a cerca de 630°C e 4.5 Kb (não se exclui mesmo a hipótese de uma parte da biotite se ter formado já no sub-solidus como mineral primário) ou foram sede de acções metassomáticas por efeito dos fluidos residuais e sob valores de PH2O de alguns Kb.

Não é possível definir a amplitude do intervalo que separa as curvas do liquidus e do solidus; dada a pressão de água rela­tivamente elevada a que terá terminado a cristalização, e dado que a solubilidade da água cresce aproximadamente com a raiz quadrada da sua pressão (Hamilton et al., 1964), parece que o magma de que se originou o granito de Farminhão terá sido mais rico em água que o do granodiorito de Mosteirinho, todavia não saturado. O longo processo de ascensão na crusta terá evoluído, na sua maior parte, na região de coexistência solidus + liquidus;

e, dado o declive positivo de parte da curva do liquidus, fenóme­nos de reabsorção de cristais já formados terão sido frequentes; a observação petrográfica sugere que em muitos casos os cristais de plagióclase foram quase totalmente reabsorvidos, deixando na rocha testemunhos de contorno amibóide. A curva do solidus terá sido atingida a pressões de alguns Kb e temperatura não supe­rior a uns 630°C.

Os cálculos efectuados sobre as sequências de félsicos indicam que o granito de Farminhão foi sede de acções metassomátícas de fluidos terminais, responsáveis pela elevação da ordem das cadeias (cfr. Vistelius e Faas, 1972). A escassez de rochas peg- maplíticas que se lhe associem e a fraca incidência de acções hidro- termais sobre as rochas encaixantes indicam, no entanto, que o fluido aquoso terá sido escasso (cfr. Jahns e Burnham, 1969).

Os dados apresentados e as considerações produzidas ante- ríormente indicam que, em qualquer caso, temperaturas e pres­sões parciais do oxigénio tomaram, ao atingir-se a curva do solidus, valores normais na crusta terrestre, mas distinguindo-se uma, pelo menos, destas variáveis dos correspondentes valores assumidos pelos granitóides de duas micas do sector sudeste da antiforma Porto-Tondela (ver figura 4).

Em jeito de conclusão dir-se-á que parece de excluir a possi­bilidade de o granodiorito de Mosteirinho ter fornecido, a partir da sua própria massa, veículo transportador de matéria para as rochas encaixantes periféricas. O granito de Farminhão, por outro lado, produziu fluidos terminais que terão tido alguma capacidade transportadora, todavia fraca; se essa capacidade se realizou ou não é facto que implica o conhecimento de gradientes físicos e químicos na interface com as rochas encaixantes, o que se não cura de averiguar no presente trabalho.

57

Agradecimentos — M. S. Cortes efectuou as análises químicas; S. Gou­veia e A. Nunes executaram as lâminas delgadas; H. D. P. Moura desenhou as figuras.

58

B I B L I O G R A F I A

Capdevila, R., Corretgé, L. G. e Floor, P. (1973)—Les granitóides varisques de la Meseta Ibérique. Bull. Soc. Geol. France, v. 15, pp. 209- -228.

Chayes, F. (1956) — Petrographic modal analysis. John Wiley & Sons, New York.

Deer, W. A., Howie, R. A. e Zussman, J. (1963) —Rock-forming mine­rals. Vol. 5. Longmans, Green & Co., Ltd., London.

Foster, M. D. (1960) — Interpretation of the composition of trioctahedral micas. Geol. Surv. Prof. Paper 354-B, 49 p.

Godinho, M. M. (1975) — Seguências de grãos no granodiorito filoniano de Mançores (Caramulo — Portugal). Memórias e Noticias, Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol. Univ. Coimbra, n.° 79, pp. 69-85.

------ (1976) — Programas Fortran IV para análise de sequências geológi­cas. Memórias e Noticias, Publ. Mus. Lab. Mineral. Geol. Univ. Coim­bra, n.° 81, pp. 29-50.

Hamilton, D. L., Burnham, C. W. e Osborn, E. F. (1964) —The solubi­lity of water and effects of oxygen fugacity and water content on crystallization in mafic magmas. J. Petrology, v. 5, pp. 21.

Harris, P. G., Kennedy, W. Q. e Scarfe, C. M. (1970)—Volcanism versus plutonism — the effect of chemical composition. In G. Newall e N. Rast (eds.), «Mechanism of igneous intrusion», Gallery Press, Liverpool, pp. 187-200.

Holser, W. T. (1954) — Fugacity of water at high temperatures and pressu­res. J. Phys. Chemistry, v. 58, pp. 316-317.

Huebner, J. S. e Sato, M. (1970)—The oxygen fugacity-temperature relationships of manganous oxide and nickel oxide buffers. Amer. Mineral., v. 55, pp. 934-952.

Jahns, R. H. e Burnham, W. (1969)—-Experimental studies of pegma­tite genesis: I. A model for the derivation and crystallization of gra­nitic pegmatites. Econ. Geol., v. 64, pp. 843-864.

Julivert, M., Fontboté, J. M., Ribeiro, A. e Conde, L. (1974) —Mapa tectónico de la Peninsula Ibérica y Baleares. Inst. Geol. Min. Espana Madrid.

I.uth, W. C., Jahns, R. H. e Tuttle, O. F. (1964) —The granite system at pressures of 4 to 10 Kilobars. Jour. Geophys. Research, v. 69, pp. 759- -773.

Miyashiro, A. (1964)—Oxydation and reduction in the Earth’s crust with special reference to the role of graphite. Geo. Cosmoch. Acta, v. 28, pp. 717-729.

Mueller, R. F. (1972) — StabilHy of biotite: a discussion. Amer. Mineral, v. 57, pp. 300-316.

Oen I. S. (1958) —The geology, petrology and ore deposits of the Viseu region, northern Portugal. Com. Serv. Geol. Portugal, v. 41, 199 p.

------ (1970) — Granite intrusion, folding and metamorphism in central

59

northern Portugal. Bol. Geol. Min., Madrid, v. 81, fases. II-1II, pp. 271-298.

Orville, P. M. (1963)—Alkali exchange between vapor and feldspar phases. Am. J. Sci., v. 261, pp. 207-237.

Robie, R. A. e Bethke, P. M. (1963) — Molar volumes and densities of minerals. U. S. Geol. Surv. Rept., TEI-822, open-file report.

Rutherford, M. J. (1969)—An experimental determination of iron bio- tite-alkali feldspar equilibria. J. Petrology, v. 10, pp. 381-408.

Schermerhorn, L. J. G. (1956)—Igneous, metamorphic and ore geology of the Castro Daire — São Pedro do Sul — Sátão region (Northern Portugal). Com. Sew. Geol. Portugal, v. 37, 617 p.

Streckeisen, A. (1974) — Classification and nomenclature of plutonic rocks. Geol. Rdsch., v. 63, n.° 2, pp. 773-786.

Vistelius, A. B. (1972) — Ideal granite and its properties. I. The stochastic model. Mathematical Geology, v. 4, n.° 2, pp. 89-102.

------ e Faas, A. V. (1972) — Transformations in sequences of quartz, K-felds-par and plagioclase grains in ideal granite, induced by week metaso­matism. Dokl. Akad. Nauk SSSR, v. 203, n.° 6, pp. 1386-1389.

Whitney, J. A. (1975)—The effects of pressure, temperature, and PH2O on phase assemblage in four synthetic rock compositions. Jour. Geol., v. 83, pp. 1-31.

Wones, D. R. (1972)—Stability of biotite: a reply. Amer. Mineral., v. 57, pp. 316-317.

-------e Eugster, H. P. (1965) — Stability of biotite: experiment, theoryand application. Amer. Mineral., v. 50, pp. 1228-1272.

Wyllie, P. J., Huang, W.-L., Stern, C. R. e Maaloe, S. (1976) — Gra­nitic magmas: possible and impossible sources, water contents, and crystallization sequences. Can. J. Earth Sci., v. 13, pp. 1007-1019.