geOlOgía, MineralOgía Y geOQuíMiCa de la …scielo.org.ar/pdf/raga/v68n4/v68n4a05.pdf · 526 geOlOgía, MineralOgía Y geOQuíMiCa de la PegMatita las Cuevas, san luis viviana

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geOlOgía, MineralOgía Y geOQuíMiCa de la PegMatita las Cuevas, san luis

viviana a. MartíneZ1 y Miguel angel gallisKi2

1 Universidad Nacional de La Pampa, La Pampa. E-mail: [email protected] iANiGLA-CCT, CONiCET, Mendoza. E-mail: [email protected]

Revista de la Asociación Geológica Argentina 68 (4): 526 - 541 (2011)

resuMen

En el presente estudio se describe e interpreta la geología, mineralogía y geoquímica de la pegmatita litífera Las Cuevas. Esteyacimiento pertenece a la clase elementos raros del tipo complejo, subtipo espodumeno. Se trata de un cuerpo de forma ta-bular, con rumbo dominante noroeste e inclinación variable de vertical a subhorizontal. Las rocas de caja son esquistos cuar-zo-micáceos y la profundidad de emplazamiento estimada varía entre los 7-12 km en el dominio de transición frágil-dúctil. Elemplazamiento de la pegmatita habría sido tardíocinemático respecto al pico de metamorfismo regional Famatiniano, y habríasufrido después deformación adjudicable al tectonismo tardío de la fase Oclóyica. Los minerales identificados son: cuarzo, mi-croclino, espodumeno, albita, muscovita, apatita, berilo, chorlo, circón, granate, columbita-(Mn), tantalita-(Mn), minerales delos grupos del pirocloro y microlita, ambligonita-montebrasita, trifilina-litiofilita, elbaíta, eucriptita, lepidolita, bismutinita, mi-nerales opacos, pirita, huréaulita, fosfosiderita, beraunita, rockbridgeíta, stewartita, bismutita, óxidos de hierro, óxidos de man-ganeso y mitridatita. En esta pegmatita se observaron un total de ocho zonas de diferente composición mineral, textura y lo-calización. Los procesos de diferenciación pegmatítica indicados por las composiciones químicas de elementos traza en fel-despato potásico y muscovita son comparables y no difieren de las trayectorias conocidas en otros distritos mundiales y na-cionales para estos tipos de pegmatitas, evidenciando en general un fraccionamiento lineal. Por otro lado, el análisis individualde este cuerpo muestra una diferenciación lineal donde en algunos casos existe una superposición entre las muestras.Basándose en la geoquímica de muscovita la pegmatita Las Cuevas tiene potencial interesante pero limitado en mineralizaciónde tantalio.

Subtipo espodumen, clase elementos raros, geoquímica, mineralización Ta, distrito pegmatítico Conlara.

aBstraCt

Geology, Mineralogy and Geochemistry of Las Cuevas pegmatite, San Luis. The present study deals with the description and interpretation of the geology, mineralogy and geochemistry of the LasCuevas pegmatite, Conlara pegmatitic district, Sierra de San Luis, Argentina. This ore deposit belongs to the Rare-Elementclass, REL-Li subclass, complex type, spodumene-subtype of granitic pegmatites. it is a tabular bodie trending to the north-west, with dips ranging from vertical to subhorizontal. The host-rocks of the pegmatite are usually quartz-micaceous schists.The depth of emplacement was in the ductile to brittle transition domain, possibly ranging between 7 and 12 km. The intru-sion of the pegmatite was forced, producing secondary folding in the host rock and enclosing metric-sized xenoliths. The em-placement took place during the Eopaleozoic, shortly after the regional metamorphic peak of the Famatinian Cycle. The peg-matite and its host-rock were deformed by the late tectonism belonging to the Ocloyic phase. Eight zones of different mine-ral association, texture and setting have been identified in this pegmatite. The mineralogy comprises: quartz, microcline, spo-dumene, albite, muscovite, apatite, beryl, schörl, zircon, garnet, columbite-(Mn), tantalite-(Mn), pyrochlore and microlitegroup minerals, ambligonite-montebrasite, triphylite-litiophilite, elbaite, eucriptite, lepidolite, bismuthinite, pyrite, huréaulite,phosphosiderite, beraunite, rockbridgeite, stewartite, bismutite, ferric oxides, manganese oxides, and mitridatite.The processesof pegmatitic differentiation, indicated by the chemical composition of trace elements in K-feldspar and muscovite, are com-parable and do not differ from the known paths of similar world- and argentinian- pegmatites of this type showing lineal frac-tionation trends. Besides, the individual analysis shows a lineal differentiation, in some cases with an overprint between thesamples of different zones, resulting from changes in the physico-chemical conditions of cristalization. Based on the musco-vite geochemistry, Las Cuevas has an interesting but limited potential for tantalum mineralization.

spodumene-subtype, Rare-Element pegmatite, geochemistry, Ta-ore minerals, Conlara pegmatitic field.

iNTRODUCCióN

La pegmatita Las Cuevas está ubicada enla porción septentrional de la sierra deSan Luis a los 65º42'25" de longitud O y32º23'10" de latitud S en el partido de SanMartín, departamento San Martín, pro-vincia de San Luis (Fig. 1). Los estudiosde este yacimiento se inician con Crespo(1960), quien realiza un informe prelimi-nar. Posteriormente, Herrera (1963) yAngelelli y Rinaldi (l966) describen la es-tructura interna y mineralogía. Lorefice ySabio (1975) dan valores de reservas, po-sibilidades de producción y leyes en Li.Angelelli (1984) actualiza el conocimien-to de este yacimiento. Daziano y Karls-son (1990) publicaron la descripción de"damourita", una variedad textural demuscovita, y Daziano et al. (1993) descri-bieron manifestaciones uraníferas. Sosa(1992) hace referencia al mismo comoyacimiento de Nb y Ta mencionando al-gunas características generales. Galliski(1994a) tipifica a esta pegmatita como dela clase elementos raros, subtipo espodu-meno. Galliski y Linares (1999) obtuvie-ron una datación K-Ar sobre muscovitade 510 ± 26 Ma. En este trabajo se des-cribirá detalladamente esta pegmatita con-siderada como uno de los mejores ejem-plos de yacimientos de Ta, Li (± Be, Rb)y minerales cerámicos de mediano tama-ño de las Sierras Pampeanas.

GEOLOGÍA DELBASAMENTO

Los elementos geológicos que participande la constitución litológica del área co-rresponden al Complejo MetamórficoConlara de edad neoproterozoica tardía-cámbrica temprana (Sims et al. 1997) y setrata de esquistos cuarzo-micáceos y enmenor proporción gneises intruidos porcuerpos graníticos menores y filones peg-matíticos de posible edad ordovícica. Amayor distancia de la pegmatita se en-cuentran afloramientos de granitos pos-torogénicos pertenecientes al NE del ba-tolito Las Chacras-Piedras Coloradas. El contacto entre la pegmatita y el esquis-

to es neto y concordante. Es común ob-servar venas o cuerpos pegmatíticos, pa-ralelos y posiblemente cogenéticos con elcuerpo principal que son concordantescon la estructura, los cuales se sitúan enel contacto inmediato. Los efectos de alteración en el contactopegmatita-esquisto, como consecuencia dela intrusión de este cuerpo, están repre-sentados por una turmalinización del es-quisto en un espesor que supera los 30 cm.

GEOLOGÍA DELA PEGMATiTA

El cuerpo principal de la pegmatita LasCuevas es de forma tabular, se encuentraplegado y aflora en una extensión de 400m, con un desnivel de 70 m y tiene unapotencia de 10 m en el sector sur prolon-gándose en esta dirección en una serie deapófisis. En el extremo norte presenta unrumbo meridiano y buzamiento 31º O, ha-cia el sur el rumbo es N 10º O y el buza-miento varía entre 82º y 44º al O (Fig. 2).En 1995 el yacimiento constaba de sietelabores a cielo abierto (denominadas A,B, C, D, E, F y G en la Fig. 2) de una lon-gitud, profundidad y ancho máximo de35, 10 y 15 m respectivamente, y una se-rie de destapes menores. Además, laboressubterráneas conexas fueron abiertas enel extremo norte de la pegmatita y estánconstituidas por un amplio socavón y ga-lerías que llevan a los frentes de explota-ción. La longitud máxima de la galeríaprincipal no pudo ser obtenida como con-secuencia de encontrarse inundada en elmomento del estudio. Sin embargo, su re-corrido parece superar los 50 m en direc-ción sur.El emplazamiento de la pegmatita habríasido aproximadamente tardíocinemáticorespecto al metamorfismo regional queafecta el Complejo Metamórfico Conlara,y posteriormente sufrió una deformaciónatribuible a la fase Oclóyica. La profundi-dad de cristalización puede estimarse enfunción del rango conocido para este ti-po de pegmatitas (Černý y Ercit 2005),comprendido entre 250 y 450 Kb aproxi-madamente. La presencia exclusiva de es-

podumeno, que es el polimorfo del alu-mino silicato de Li estable a mayores pre-siones que petalita (London y Burt 1982a), estaría significando unas condicionesubicadas en la parte superior de ese ran-go, a profundidades que estarían acota-das estimativamente entre los 7-12 km enel dominio frágil-dúctil (Brisbin 1986). Elemplazamiento habría sido forzado conevidencias tales como pliegues de arras-tre y la presencia de xenolitos de la cajaen la pegmatita.

estructura internaUn total de ocho zonas de diferente com-posición mineral, textura y localizaciónfueron reconocidas en este cuerpo y seencuentran resumidas en el cuadro 1.Zona de borde: Se presenta en la base de lapegmatita en la labor A, con un espesorvariable entre los 3 y 10 cm y granome-tría fina que aumenta progresivamente amedida que se aleja del contacto pegma-tita-esquisto. El contacto con la zona dealbita sacaroidal es neto. Está constituidaesencialmente por cuarzo (70 %), mus-covita (30 %) y plagioclasa subordinada.Entre los minerales accesorios se encuen-tran apatita, granate, turmalina y óxidosde hierro secundarios. Presenta texturagranular hipidiomórfica (Fig. 3a). Estetipo de zona de borde también se presen-ta en la labor D donde existen algunas di-ferencias como la presencia de remanen-tes de microclino y mayor porcentaje enalbita.La zona de borde situada en el techo dela pegmatita en la labor A, es de granofino y su espesor oscila entre 5 mm y 5cm. El contacto con la zona externa estransicional y está constituida por cuarzo(80 %), muscovita (15 %) y albita (5 %),como minerales accesorios se encuentragranate y apatita (Fig. 3b). Zona externa: Se encuentra en el techo dela labor A (Fig. 3b), su espesor varía en-tre los 5 y 30 cm y el tamaño de grano esde fino a medio. El pasaje a la zona si-guiente es transicional. Está constituidapor albita (80 %), muscovita (15 %) y cuar-zo (3 %). Los minerales accesorios songranate, apatita, columbita, algunos mi-

Geología, mineralogía y geoquímica ... Las Cuevas, San Luis. 527527

nerales opacos no determinados y óxidosde hierro secundarios. En la labor E lazona externa presenta un bandeamientoel cual indica que el proceso de emplaza-miento del fundido posiblemente ha sidocon inyección polipulsatoria en una cá-mara semicerrada. Zona de albita sacaroidal: Se encuentra ubi-cada en el yaciente de la labor A. El espe-sor máximo alcanza los 25 cm. El tama-ño de grano es muy fino y el pasaje a lazona siguiente es transicional. Consisteesencialmente de albita (90 %), cuarzo(10 %), con muscovita subordinada y losminerales accesorios son granate, apatitay minerales opacos; presenta textura aplí-tica formada por un agregado anhedralde albita-cuarzo con concentraciones degranate en horizontes planos o curvosbien definidos (Fig. 3a).

Zona de albita-cuarzo: Se ubica entre unaunidad de muscovita y la zona de albitasacaroidal en la base de la pegmatita en lacantera A. Su espesor es de hasta 40 cmy el tamaño de grano es mediano a grue-so. El contacto con la unidad de reempla-zo es transicional. Consiste esencialmen-te de albita (90 % - 60 %) y cuarzo (10 %- 40 %). Los minerales accesorios estánconstituidos por minerales opacos, tur-malina, berilo, granate, apatita y muscovi-ta.Zona de muscovita: Se presenta en el con-tacto con la zona externa que está ubica-da en el techo de la pegmatita en la can-tera A. El espesor alcanza 70 cm, es degrano grueso a muy grueso y el pasaje ala zona siguiente es neto. Está constitui-da por muscovita (90 %), albita (5 % - 10%) y cuarzo (menos del 5 %). Los mine-

rales accesorios son turmalina, apatita,granate y minerales opacos (Fig. 3c).Zona intermedia externa: Fue observada enlas labores A, D, E, F, G y H y está cons-tituida por cuarzo (60 %), microclino (40%), albita, muscovita y espodumeno sub-ordinado, el tamaño de grano es muy grue-so. Entre los minerales accesorios se en-cuentran berilo, nódulos de fosfatos, apa-tita, elbaíta, ambligonita-montebrasita,mitridatita y óxidos de hierro y de man-ganeso. Zona intermedia interna: Está constituidapor microclino (50 %), cuarzo (40 %) yespodumeno (10 %) con muscovita sub-ordinada. Los minerales accesorios sonapatita, granate, minerales opacos, óxidosde hierro y de manganeso secundarios,mitridatita y fosfatos (nódulos). Como mi-neral de reemplazo se encuentra albita. El

V. A . MARTÍNEZ Y M. A .GALLiSKi528

Figura 1: Mapa geológico regional.

tamaño de grano es grueso a muy gruesoy en ella se encuentran unidades de mus-covita de grano fino y asociaciones de re-emplazo de Ms-Qtz-Ab-Tur (símbolossegún Kretz 1983). Dentro de la zona in-termedia interna existen variaciones loca-les en los constituyentes encontrándoseuna zona que está constituida por cuarzo(60 % - 70 %), espodumeno (40 % - 30 %),muscovita subordinada y albita comofase de reemplazo. Entre los mineralesaccesorios se encuentran óxidos de man-ganeso secundarios. El tamaño de granoes grueso y la textura granular. Otra va-

riación observada en la labor B y D estáconstituida por microclino (40 %), espo-dumeno (30 %), cuarzo (20 %), albita (10%) y muscovita subordinada. Se observómuscovita litífera (lepidolita s.l.) de colorrosado, subhedral y de grano fino reem-plazando localizadamente a espodumenoen paquetes dispersos. La textura es gra-nular (Fig. 3d).Núcleo: Fue observado en las labores A yC. En la labor A, el tamaño de grano esmuy grueso y está constituido por cuarzo(99 %) y albita (1 %). El espesor es dehasta 1,5 m y el contacto con la zona si-

guiente es neto (Fig. 3c). En la labor C, elnúcleo se presenta de grano es muy grue-so y está constituido por cuarzo (90 % -85 %) y espodumeno (10 % - 15 %). Unidades de albita sacaroidal: Fueron obser-vadas en las labores B, C y D. Están cons-tituidas por albita (95 %) y cuarzo (me-nos del 5 %). Los minerales accesoriosson apatita, granate y minerales opacos.Estos cuerpos forman unidades de grantamaño, de grano fino y textura sacaroi-de. Esta unidad es a su vez reemplazadapor una asociación de Ms-Qtz-Ab-Tur-Grt-Ap de grano medio, que presenta, encontacto con la unidad de reemplazo, unborde de albita de hábito laminar radialperpendicular a este contacto. La unidadse presenta altamente teñida por óxidosde hierro y de manganeso y es atravesadapor venas de cuarzo de hasta 5 mm de es-pesor o por venas de minerales opacos. Unidades de muscovita: Observada en laszonas intermedias de las labores A y B,están constituidas por muscovita (94 % -74 %), albita (5 % - 35 %) y cuarzo (me-nos del 1 %). Los minerales accesoriosson turmalina, granate, columbita, mine-rales opacos y minerales de bismuto. Es-tos accesorios se encuentran en las uni-dades que están ubicadas cerca del con-tacto con la base en la cantera A, dondeel tamaño de grano es medio. Correspon-den a eventos póstumos de cristalizaciónpegmatítica.Unidades de relleno: Se distinguen dos ti-pos: a) Constituidas por cuarzo, levemen-te ahumado, que cristaliza formando dru-sas cubiertas por cristales centimétricos.Puede presentarse asociado con minera-les opacos. El espesor de estas unidadeses de hasta 5 cm. b) Constituidas por mi-nerales opacos reemplazados por hemati-ta, la cual presenta un gran poder de tin-ción.

GEOQUÍMiCA

Los indicadores geoquímicos cuantitati-vos han sido utilizados en el estudio depegmatitas para determinar la evolucióninterna de cada una de ellas (Shearer et al.1985, Walker et al. 1986, Abad Ortega et


Figura 2: Mapa geológico de la pegmatita Las Cuevas.

al. 1993 y Černý et al. 1984), como guíapara la exploración (Möller y Morteani1987, Smeds 1992) y para la determina-ción de las tendencias de fraccionamien-to en poblaciones cogenéticas o bien pa-ra su tipificación en el contexto de las cla-sificaciones actuales (Černý 1989 y True-man y Černý 1982).En este estudio se analizaron minerales encuya composición intervienen elementos(K, P, Rb, Sr, Ba, Cs, Ga, Nb, Ta) que va-rían con el proceso de diferenciación yson indicadores de evolución interna, ti-pología y/o potencial económico. Losminerales seleccionados por su abundan-cia y sensibilidad a las variaciones com-posicionales son feldespato potásico ymuscovita.Para los feldespatos se muestrearon losprovenientes de casi todas las zonas yaquellos desarrollados en grandes mega-cristales, con el objeto doble de observarel fraccionamiento interno y de enmarcarla pegmatita en un contexto general. Lamayor cantidad de muestras se tomaronen aquellos feldespatos de grano grueso,muy frescos y poco reemplazados. En elcaso de las muscovitas fue más difícilporque en algunas zonas eran escasas opodían no ser primarias, caso en el cualse desechaban excepto las correspon-dientes a grandes unidades de muscovita.

La técnica de análisis fue por fluorescen-cia de rayos x y la metodología fue des-cripta por Perino et al. (1994). Los límitesde detección correspondientes son enppm: K = 8, P = 7, Rb = 5, Cs = 6, Sr =8, Ba = 5, Ga = 4, Nb = 15 y Ta = 6. Seprocesaron un total de dieciocho mues-tras de feldespatos potásicos de las zonasintermedia externa e intermedia interna,y nueve muestras de muscovita de las zo-nas intermedias, de borde y externa; losdatos analíticos se encuentran sintetiza-dos en los cuadros 2 y 3 y graficados enlas figuras 4 y 5. Los rangos de K2O están comprendidosentre 11,95 y 16,7 % para el feldespatopotásico y 8,82 y 11,49 % para la musco-vita. El rubidio varía de 872 a 4265 ppmen feldespatos y 1020 a 4785 ppm en mus-covita. El cesio varía de menos del límitede detección a 2365 ppm en feldespatosy menos del límite a 788 ppm en musco-vita. El estroncio de 17 a 148 en feldes-patos y menos del límite a 34 en musco-vita. El bario varía de 24 a 133 ppm enfeldespatos y de 11 a 34 ppm en musco-vita. El galio en menos del límite de de-tección en feldespatos y 59 a 133 ppm enmuscovita. El P2O5 de 0,02 a 0,29 % enfeldespatos y menos del límite a 0,04 %en muscovita. El niobio varía de menosdel límite en feldespatos y de 60 a 361

ppm en muscovita. Por último, para eltantalio en feldespatos y muscovitas losvalores están por debajo del límite de de-tección. La selección de los gráficos se basó en elanálisis que fue hecho por Galliski et al.(1997). Los diagramas de feldespatos po-tásicos evidencian en general una tenden-cia al fraccionamiento lineal de las mues-tras de la zona intermedia externa (ZiE),en tanto que la disposición de las mues-tras de la zona intermedia interna (Zii)es aleatoria y forman en general nubes depuntos. También hay una clara superpo-sición de muestras en ambas zonas aun-que siempre manteniendo en líneas gene-rales una secuencia lógica de mayor dife-renciación en la unidad más interna (Fig.4).Para las muscovitas los diagramas K/Rb-Cs, K/Rb-Ba, Ta-Cs y K/Rb-K/Cs mues-tran una tendencia al fraccionamiento li-neal. En los gráficos de Ta todas las mues-tras caen por debajo del umbral de Beus(1966) y Gordiyenko (1971) lo cual indi-ca que esta pegmatita no estaría particu-larmente enriquecida en minerales del gru-po de la columbita-tantalita aunque se co-nozcan concentraciones comerciales signi-ficativas de tantalita (Fig. 5). Morteani etal. (1995) analizaron una muestra de lapegmatita Las Cuevas cuyos resultados


CuadrO 1: Esquema de la zonación presente en la pegmatita Las Cuevas.

Zonas Minerales Accesorios Características texturales Elementos esenciales geoquímicamente

importantes

Zona de borde

Zona externa

Zona de albita sacaroidal

Zona de albita-cuarzo

Zona de muscovita

Zona intermedia externa

Zona intermedia interna

Núcleo

Qtz+Ms+Pl

Pl+Ms+Qtz

Ab+Qtz+Ms

Ab+Qtz

Ms+Ab+Qtz

Qtz+Mc+Ab+Ms+Spd

Mc+Qtz+Spd+ Ms

Qtz+Spd / Qtz+Pl

Ap-Grt-Tur- Óxidos de Fe

Grt- Ap-Ftn-Min. opacos- Óxidos de Fe

Grt-Ap-Tur-Min. opacos- Óxidos de Fe-

Óxidos de Mn

Ms-Tur-Brl-Ap-Grt-Min. opacos

Ap-Grt-Tur-Min. opacos

Brl-Tur-Ap-Mbs-fosfatos- Óxidos de

Fe- Óxidos de Mn-mitridatita

Ap-Grt-Min. opacos-fosfatos-Óxidos de

Fe-Óxidos de Mn-mitridatita

Ms-Bmt

Grano muy fino.

Textura granular hipidiomórfica.

Grano muy fino a medio. Textura granular hipi-

diomórfica.

Grano muy fino. Textura granular hipidiomórfica.

Grano muy fino.Textura granular.

Grano grueso a muy grueso. Textura porfiroide.

Grano grueso a muy grueso. Textura granular.

Grano grueso a muy grueso. Textura granular.

Grano grueso a muy grueso.Textura granular. 15 Abr. 2004

K, Ca , B, P, Fe.

K, Nb, Ta, P, Fe.

K, Nb, Ta, P, Fe.

K, Na, Be, Fe, B.

K, Na, B, P, Fe, Mn.

Li, K, Na, B, P, Fe.

Li, K, Na, B, P, Fe.

Li, K, Na, P, Fe.

Referencias: Ap = apatita, Grt = granate, Tur = turmalina, Brl = berilo, Ab = albita, Ms = muscovita, Qtz = cuarzo, Pl = plagioclasa, Mc = micro-clino, Spd = espodumeno, Mbs = ambligonita-montebrasita, Ftn = minerales del grupo de la columbita - tantalita, Bmt = minerales de bismuto,min. opacos = minerales opacos, óxidos de Fe = óxidos de hierro, óxidos de Mn = óxidos de manganeso. Símbolos según Kretz (1983).

no difieren de los resultados obtenidosen este estudio. El contenido en tantalioen micas primarias refleja la concentra-ción de tantalio global de los sistemasdesde los cuales la mica cristalizó. Parauna evaluación geoquímica del potencialde mineralización se utilizará el diagramaTa versus Cs de muscovita recomendadopor los autores como la principal herra-mienta para tal fin (Möller y Morteani1987).Las tendencias de fraccionamiento evi-denciadas por los diagramas no difierende las trayectorias conocidas en otros dis-tritos como los de la sierra de Albarrana,

España (Abad-Ortega et al. 1993); o bien,de pegmatitas como las de Black Hills(Walker et al. 1986). Al igual que la peg-matita de Vĕzná, Checoslovaquia (Černýet al. 1984), la mayoría de los elementostrazas siguen los trenes de fraccionamien-to esperados.Si consideramos los feldespatos potásicosde las zonas intermedias en los diagramasK/Rb-Cs y K/Cs-Rb y se comparan conlos de Galliski et al. (1997), en los cualeslos diagramas mostraron que la trayecto-ria de fraccionamiento definida por peg-matitas de distinto grado de evolucióngeoquímica, puede segmentarse dando

origen a sectores que individualizan peg-matitas con diferentes mineralizaciones yclásicamente conocidas como de diferen-tes tipos, por ejemplo: tipo berilo, espo-dumeno o albita (campos 2, 3 y 4); lasmuestras correspondientes a la pegmatitaLas Cuevas está incluida en el segmentocorrespondiente a Li, Be, (Ta) (campo 2). En el trabajo de Technostone (1990) seanalizaron muestras de la pegmatita LasCuevas donde los elementos factibles decomparar tanto en feldespato potásicocomo en muscovita son: rubidio, tantalio,estroncio, niobio, cesio y potasio. La ma-yoría de los valores son similares a excep-


Figura 3: a) base de la pegmatita en labor A. A partir del contacto con el esquisto se observan las siguientes unidades: zona de borde, zona de albitasacaroidal, zona de albita-cuarzo y unidad de muscovita; b) techo de la pegmatita en labor A. Se observan las siguientes unidades a partir del contactocon el esquisto: zona de borde, zona externa, zona de muscovita y núcleo; c) labor A. Se presentan las siguientes unidades: zona de borde, zona exter-na, zona de muscovita, núcleo y unidad de muscovita. Además, se observa parte de una vena pegmatítica paralela al contacto; d) labor C. Se observa lazona intermedia interna con cristales prismáticos tabulares de espodumeno, cuarzo en masas irregulares y microclino teñido por óxidos de hierro.

ción del tantalio. En las muscovitas losvalores de niobio y rubidio son idénticos.

MiNERALOGÍA

Las pegmatitas de elementos raros se ca-racterizan por presentar una interesantevariedad de minerales especialmente con-teniendo metales raros. La pegmatita ob-jeto de este estudio, presenta una granvariedad mineralógica.

CuarzoParticipa en todas las unidades de la peg-matita y es el principal constituyente. Eltamaño de grano oscila de fino a muygrueso, el hábito es macizo y el brillo esvítreo a graso. El color varía de blanco le-

choso a gris o incoloro; y algunos especí-menes se presentan de color ahumado.Volumétricamente representa entre el 25y el 40 % de la masa mineral. En cuantoa la presencia de formas cristalográficas,éstas solo constituyen menos del 0,1 % yestán formadas por prismas m {10-10}ter-minados por dos romboedros combina-dos: z {01-11} y r {10-11} que producenel efecto aparente de bipirámide hexago-nal, truncada en la base. En Las Cuevaslos cristales idiomorfos se presentan co-mo rellenos de fisuras o formando dru-sas. El cuarzo puede disponerse elonga-do, perpendicular a los contactos con laroca de caja. En las muestras observadasal microscopio, se presenta fracturado,con extinción ondulosa y trenes de inclu-

siones fluidas. incluye restos de plagio-clasa anhedral y rutilo de hábito acicular.

MicroclinoEstá presente fundamentalmente en laszonas intermedias. Los cristales son an-hedrales a subhedrales con formas crista-lográficas indefinidas, el hábito es colum-nar o equidimensional y la granometría esgeneralmente fina a muy gruesa con indi-viduos que llegan a superar el metro delargo. Se presenta reemplazado en partespor una asociación de Ms-Qtz-Ab-Tur-Brl-Ap, por un agregado de albita de tex-tura sacaroide o por Ms+Qtz+Ab. Se al-tera a muscovita y caolinita; la primerapuede encontrarse diseminada o consti-tuyendo agregados, en tanto que la se-gunda en general se presenta en superfi-cies de clivaje. incluye a minerales opa-cos que provocan su tinción de un colorrojizo. A veces se encuentra fisurado yatravesado por venillas de cuarzo y mine-rales opacos. Al microscopio presentamaclado polisintético y desmezclas pertí-ticas de albita en forma de llama. Para es-tablecer adecuadamente el tipo de feldes-pato potásico presente y lograr un pano-rama de su índice de triclinicidad, se rea-lizaró un diagrama de difracción de rayosx de una muestra tomada en la zona in-termedia. Según los métodos de Gold-smith y Laves (1954) (Δ1 = 0,890) y McGregor y Ferguson (1989) (Δ2 = 0,909) elfeldespato tiene una estructura altamenteordenada con simetría triclínica y con unestado estructural correspondiente a mi-croclino máximo. Un alto grado de orde-namiento sugiere condiciones de enfria-miento lento (Shmakin 1979).

espodumenoEl espodumeno participa en las zonas in-termedias y el núcleo en cristales tabula-res con disposición aleatoria, de granogeneralmente mediano a muy grueso queexcepcionalmente alcanzan hasta 5 m delargo. La morfología y el hábito son cons-tantes presentando las formas a {100} ym {110}, asimismo los cristales son elon-gados según [001], dirección en la cualpresentan estrías. Las caras cristalinas son


FkLC57 ZII 16,7 0,02 1233 24 2365 24 vest vest vest







FkLC ZII 15,3 0,23 3059 50 233 61 vest vest vest


FkLC91 ZIE 13,79 0,16 878 49 81 65 vest vest vest

FkLC95 ZIE 13,04 0,2 1121 26 31 61 vest. vest. vest.




FkLC8 ZIE 13,76 0,26 1076 51 vest 63 vest vest vest

FkLC94 ZIE 11,95 0,2 960 48 vest 58 vest vest vest



CuadrO 2: Análisis químicos de feldespatos potásicos.

Muestra K2O P2O5 Rb Sr Cs Ba Ga Nb Ta

óxidos en %p, elementos en ppm. Referencias: ZiE = zona intermedia externa, Zii = zona inter-media interna.

MULC35 ZB 9,48 0,04 1020 9 vest. 24 59 96 vest

MULC1 ZB 11,49 0,02 1076 vest vest. 34 87 139 vest

MULC4 ZE 11,34 0,02 1026 vest vest. 25 94 96 vest

MULC4 ZM 11,32 vest 1447 30 vest. 31 97 157 vest

MULC65 ZIE 11,38 0,03 31781 vest 184 11 123 185 vest

MULC2 ZIE 8,97 0,03 2469 25 86 13 98 263 vest

MULC45 ZIE 11,19 0,03 2023 9 187 27 117 145 vest

MULC50 ZIE 8,82 0,04 2335 34 158 14 89 361 vest

MULC19 ZII 11,06 0,03 4785 19 788 13 133 60 vest

CuadrO 3: Análisis químicos de muscovitas.

Muestra K2O P2O5 Rb Sr Cs Ba Ga Nb Ta

óxidos en %p, elementos en ppm. Referencias: ZB = zona de borde, ZE = zona externa, ZM =zona de muscovita, ZiE = zona intermedia externa, Zii = zona intermedia interna.

rugosas y los extremos basales terminanen truncaduras. Con cierta frecuencia loscristales se presentan flexurados y macla-dos con (100) como plano. El clivaje esprismático B {110} y algunos individuostienen partición {100}. Los cristales oca-sionalmente incluyen granate en granosmenores a 2 mm en los sectores más ex-ternos. Generalmente los cristales de es-podumeno presentan diferentes tipos ygrados de alteración que permiten dife-renciar especímenes: a) de color blanco ablanco verdoso con guías milimétricasformadas por fibras perpendiculares a lascaras prismáticas y muy exfoliables, y b)

de color gris verdoso, muy tenaces y convenillas que lo atraviesan. Al microscopioestas venillas presentan las siguientes di-ferencias: en a) están constituidas por unagregado de Ab+Ms denominado cima-tolita, en tanto que en b) las guías son deun agregado de albita más eucriptita (Ab+Ecr). Esta última asociación se verificómediante un diagrama de rayos x delconjunto que coincide con una mezcla deSp+Ab+Ecr. La alteración metasomáticadel espodumeno, que se produce a lo lar-go del clivaje, fracturas y bordes, es el re-sultado de reacciones subsolidus con flui-dos pegmatíticos acuosos residuales, don-

de cada paragénesis resultante es inter-pretada como indicadora de cambios sis-temáticos en la geoquímica de los fluidospostmagmáticos. Esta secuencia está pre-sente en la pegmatita Las Cuevas y deacuerdo con London y Burt (1982a, b)es: espodumeno → eucriptita+albita →muscovita+albita → muscovita. La se-cuencia implica que el reemplazo inicialinvolucra metasomatismo en un ambien-te alcalino evidenciado por la albitizacióny posteriormente un metasomatismo re-lativamente ácido que produce la altera-ción a micas. Estos reemplazos ocurrentambién en otras pegmatitas e indicanque el tipo de alteración del espodumenoes común en pegmatitas de litio zonadasespecialmente en aquellas que contienenasociaciones de clevelandita o clevelandi-ta + mica cercanas a las zonas enriqueci-das con espodumeno (London y Burt1982a, b). Diferente de estos episodiosgeneralizados, es el proceso localizado enla labor G, donde cristales tardíos de es-podumeno sufren reemplazos de musco-vita litífera rosada (lepidolita) en los pla-nos de clivaje. Con un grado más avanza-do de alteración, especialmente meteóri-ca, estas guías de alteración se transfor-man en un material de apariencia argílica,situado en las superficies de clivaje y condiferentes colores que varían del blanco,blanco verdoso, rosado, pardo liláceo overde liláceo con superficies fácilmenteexfoliables y de color negro cuando estána la intemperie. En otras pegmatitas lití-feras de la Sierra de San Luis, en esta al-teración ha sido identificada difractomé-tricamente illita y dickita (Roquet 2010).

PlagioclasaEste mineral participa en todas las unida-des. El tamaño de grano es fino a gruesoy se presenta subhedral a anhedral, de há-bito tabular-laminar radial o en agrega-dos con textura sacaroide. Es de colorblanco, gris o rosado cuando está teñidapor óxidos de hierro o con máculas irre-gulares negras de óxidos de manganeso opátinas verdes de mitridatita. Además, esatravesada por venillas de cuarzo de 1,5mm de espesor. Su porcentaje aumenta


Figura 4: Diagramas de variación en feldespatos potásicos: a) K/Rb vs. Cs; b) K/Rb vs. Ba; c)K/Rb vs. Rb/Sr; d) K/Cs vs. Rb/Sr; e) K/Rb vs. P2O5; f) K/Cs vs. Rb. Simbología: ZiE = zonaintermedia externa, Zii = zona intermedia interna. Las flechas indican la tendencia del fracciona-miento lineal, y los círculos y ovalos, nubes de puntos.

progresivamente desde el contacto con lazona de borde hacia el centro. La varie-dad clevelandita reemplaza al cuarzo y alfeldespato potásico y además es reempla-zada por agregados de muscovita de gra-no muy fino. La plagioclasa presenta in-clusiones de apatita de 1 mm de diáme-tro, granates de color rojo y turmalina,posiblemente chorlo, en cristales agrupa-dos de hasta 3 mm de largo. Al microsco-pio se presenta en agregados subhedralesa veces anhedrales de hábito laminar, conmaclado polisintético o de dos indivi-duos, según la ley de Albita y Carlsbadrespectivamente, extinción ondulosa y enocasiones puede estar flexurada. La alte-ración más frecuente es de tipo sericíticamientras que en algunos casos está ligera-mente argilitizada. Los óxidos de hierro yde manganeso se presentan entre los gra-nos o bien siguiendo planos de composi-ción de maclas. La caracterización por di-fractometría de rayos x permite identifi-carla como albita ordenada.

MuscovitaEs un accesorio mineral ampliamente dis-tribuido en todas las unidades de la peg-matita. El tamaño de grano varía de finoa muy grueso, caso en el que llega a me-dir hasta 70 cm de longitud. Es subhedraly la muscovita primaria se presenta conhábitos variables, ya sea en paquetes dehábito laminar dispersos sin orientaciónpreferencial o dispuesta perpendicular alcontacto entre unidades pegmatíticas don-de desarrolla un contorno cuneiforme.Conforma unidades de grano medio y seasocia a albita, cuarzo, turmalina, granate,berilo y a un mineral radiactivo. Tambiénocurre en agregados monominerales afa-níticos, variedad denominada oncosina(Quensel 1956). Muscovita litífera se ob-servó en la zona intermedia interna, re-emplazando a espodumeno. Ocurre enagregados finos y es de color rosado lilá-ceo. Al microscopio presenta extinción ondu-losa, flexuras y pátinas de óxidos de hie-rro a lo largo del clivaje o cuando reem-plaza a granate. El diagrama de rayos xdió para la oncosina que el politipo domi-

nante es muscovita 2M1 con líneas demuscovita 2M2 y 3T.

ambligonita-MontebrasitaSe presenta en nódulos redondeados conformas cristalográficas groseras, indeter-minables. El color es blanco a gris blan-quecino, blanco cremoso, en superficiesfrescas, en tanto que en superficies in-temperizadas presenta una cubierta de unmaterial de tipo argílico de coloraciónblanca y cubierto por óxidos de hierro y/o manganeso. Las alteraciones hidroter-males complejas que estos fosfatos pri-

marios pueden sufrir (London y Burt1982a), están aparentemente reducidas aapatita y moscovita, en el material de LasCuevas.

BeriloEste mineral ocurre por lo general en lazona de albita-cuarzo y se presenta encristales anhedrales o subhedrales y/o encristales prismáticos de hasta 20 cm dediámetro, con las formas cristalográficasm {10-10} y c {0001}, y estrías paralelasa [0001]. Ocasionalmente es reemplazadopor láminas de muscovita sobre las caras


Figura 5: Diagramas de variación en muscovitas; a) K/Rb vs. Cs; b) K/Rb vs. Ba; c) K/Rb vs.Rb/Sr; d) K/Cs vs. Rb/Sr; e) K/Rb vs. P2O5; f) K/ Cs vs. Rb. Simbología: ZB = zona de borde,ZE = zona externa, ZM = zona de muscovita, ZiE = zona intermedia externa, Zii = zona inter-media interna. 1 y 2 umbrales de Beus (1966) y Gordiyenko (1971) respectivamente. Las flechasindican la tendencia del fraccionamiento lineal, y los círculos y ovalos, nubes de puntos.

que están en contacto con albita. incluyea minerales opacos y presenta pátinas deóxidos de hierro.

ChorloParticipa en las unidades de muscovita yen zonas de muscovita y de albita-cuarzo.El tamaño de grano varía de fino a grue-so, caso en el que forma individuos dehasta 12 cm de longitud; por lo general essubhedral. Las formas cristalográficas ob-servadas son una combinación de pris-mas trigonales. Es reemplazada por mus-covita en las caras cristalinas en contactocon albita.

elbaítaFue observada en la zona intermedia aso-ciada a cuarzo, microclino, muscovita, be-rilo y albita sacaroidal o en unidades conalbita o muscovita. Se trata de cristales co-lumnares prismáticos estriados vertical-mente, de hasta 3 cm de diámetro y bri-llo vítreo. Presentan un desarrollo zonalparalelo al plano basal o caras del prismacon núcleos de chorlo que pasa a verdeli-ta y rubelita, las variedades verde y rosa-da de elbaíta respectivamente. Predominala verdelita como capa externa. En la la-bor G se encontraron cristales fractura-dos de hasta 25 cm de largo por 8 de diá-metro incluídos en cuarzo en un sectorcon reemplazos de Qtz+Spd+Trl+Lpl.

granateEs un accesorio común en casi todas lasunidades. El tamaño de grano varía defino a 25 cm de diámetro y ocurre encristales idiomorfos con desarrollo de for-mas hexaquisoctaédricas, presentando ensus caras estrías probablemente hereda-das de albita. Se presenta disperso o con-centrado formando laminaciones muy ca-racterísticas de pegmatitas bandeadas (la-yered pegmatites-aplites, Jahns y Tuttle 1963)con las que comparte la posición espacialsubhorizontal. Se puede encontrar total oparcialmente oxidado y puede estar atra-vesado por fisuras de espesor menor a 2mm rellenas con muscovita de grano fi-no, o rellenas con cuarzo de hasta 0,7mm de espesor. Al microscopio es anhe-

dral, está fracturado, teñido por pátinasde óxidos de hierro y reemplazado pormuscovita.

supergrupo de la apatitaMinerales de este supergrupo son un ac-cesorio ampliamente distribuido en todaslas unidades. En general es subhedral aanhedral y de grano fino, pero tambiénllega a formar cristales de grano medianoa grueso de hasta 10 cm de diámetro. Asi-mismo, apatita hidrotermal de tamañomenor a 1 mm, con hábito fibroso radialy de color blanco se presenta asociada anódulos de fosfatos junto a cuarzo, albi-ta, muscovita y caolinita. Bajo el micros-copio se observa que es anhedral, inter-granular y presenta numerosas inclusio-nes fluidas. Gran parte de la apatita pre-sente en esta pegmatita tiene buena coin-cidencia con fluorapatita en función deldiagrama de rayos x pero posiblementese encuentren también otras especies delgrupo. En particular, los cristales acicula-res asociados a nódulos de fosfatos deMn e Fe, tienen coincidencia en el hábi-to, propiedades ópticas y asociación conhidroxilapatita rica en carbonato de peg-matitas como White Elephant, EE.UU.

Minerales del grupo de la columbitaEstán ampliamente distribuidos como mi-neral accesorio y fueron observados en lazona de albita-cuarzo de la pegmatita. Se-gún el propietario de la pegmatita, de sec-tores subterráneos de la labor A se extra-jeron nódulos de varios cientos de kilo-gramos formados por cristales subhedra-les de 10-15 cm en promedio. Más co-múnmente, se presenta en cristales sub-hedrales de hábito tabular o laminar ra-dial y grano fino a mediano. Los prismasestán constituidos por una sucesión deláminas que se encuentran flexuradas. Pro-duce aureolas de óxidos de hierro que ti-ñen los minerales en los cuales se en-cuentra incluida. El brillo es usualmenteadamantino o metálico con algunas páti-nas iridiscentes, tienen fractura concoidey clivaje B {010}. En superficies intempe-rizadas está recubierto por una pátina ma-te, raya castaña y fractura irregular. Las

composiciones químicas obtenidas por Ga-lliski y Černý (2006) (Cuadro 4) proyecta-das en el diagrama composicional (Fig. 6)muestran términos correspondientes a co-lumbita-(Mn) que gradan a tantalita-(Mn)definiendo un tren de diferenciación típi-co de pegmatitas evolucionadas (Černý etal. 1986). Los cristales suelen incluir gra-nos anhedrales microscópicos de minera-les del supergrupo del pirocloro.

Minerales del supergrupo del pirocloroSe encuentran como escasas inclusionesmicroscópicas irregulares evidentementeformadas por procesos secundarios. Al-gunas de estas inclusiones fueron analiza-das por microsonda electrónica y sus re-sultados se encuentran en el cuadro 5 ygraficados en la figura 7. En el marco dela sistemática de este supergrupo defini-da recientemente (Atencio et al. 2010), losresultados analíticos, indican que mayori-tariamente se trata de miembros del gru-po del pirocloro, con dos análisis corres-pondientes a minerales del grupo de lamicrolita. La información sin embargo,no alcanza para identificar las fases a ni-vel de especie, especialmente porque lostotales de los análisis son bajos comosuele ocurrir en los minerales metamicti-zados. Además, con excepción del análi-sis CU5AD que podría corresponder ahidroxicalciomicrolita, los restantes tie-nen U dominante en el sitio A, pero tan-to uranopirocloro como uranomicrolitahan dejado de ser especies aprobadas porla iMA (Atencio et al. 2010) hasta tantovuelvan a redefinirse sobre materialesidóneos. Consecuentemente, la identifi-cación es a nivel de subgrupo.

CircónSe encontró un cristal de color castañooscuro de unos 5 mm que termina en unabipirámide tetragonal. Son más frecuen-tes las pequeñas inclusiones en mineralesmodalmente significativos.

eucriptitaEsta especie fue identificada bajo el mi-croscopio y por difracción de rayos x. Sepresenta como un producto de reempla-


zo de espodumeno en disposición per-pendicular al contacto donde exhibe tex-tura mirmequítica.

BismutinitaEstá incluida en cuarzo reemplazada porbismutita en grados de alteración varia-ble. También se encuentra invadiendo atantalita a lo largo del clivaje {010} y en al-gunos casos transversalmente. El color esgris plomizo y el hábito fibroso a macizo.

BismutitaEsta especie se presenta en el núcleo o enunidades de muscovita asociados a bis-mutinita. Constituye un material cripto-cristalino desarrollado en forma concén-trica que muestra cierta tendencia aadoptar un hábito fibroso. El color es va-riable entre amarillo a amarillo verdoso yverde oscuro y el brillo es graso a resino-so; es semiopaca.

PiritaEste sulfuro se presenta en cristales cúbi-cos {100} de pirita según hematita (pseu-domorfos) de 8 mm de diámetro faceta-dos por octaedros {111} e intercrecidoscon albita.

trifilina-litiofilitaConforman asociaciones de nódulos quese encuentran recubiertos por fosfatossecundarios y óxidos de hierro y de man-ganeso. En fractura fresca es de color

pardo claro, mientras que en superficiesintemperizadas es pardo rosado a verdo-so. Los individuos tienen formas anhe-drales a subhedrales y presentan en elcentro un color amarillo, blanco amari-llento o verde amarillento que en sectoresson naranjas, rosados o rojizos. Estas fa-ses están asociadas a cuarzo y muscovitay son reemplazadas por rockbridgeíta,beraunita, stewartita o strunzita, fosfosi-

derita y apatita. Los minerales resultantesdel retrabajado subsólido de trifilina-litio-filita, son similares a los determinados enel trabajo de London y Burt (1982a).Fosfosiderita, stewartita y óxidos de man-ganeso, que fueron reconocidos por lascaracterísticas físicas, son consideradospor London y Burt (1982a) como resulta-do de la meteorización más que de altera-ción postmagmática. Shigley y Brown


WO3 0,00 0,01 0,28 0,00 0,05 0,00 0,00 0,00

Nb2O5 25,60 35,00 44,40 27,90 50,00 30,10 32,60 12,30

Ta2O5 56,90 45,70 34,40 54,30 29,00 51,70 49,00 72,20

TiO2 0,17 0,11 0,88 0,01 0,59 0,11 0,12 0,08

SnO2 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00

UO2 0,00 0,00 0,12 0,00 0,46 0,00 0,03 0,00

Sc2O3 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

As2O3 0,01 0,00 0,03 0,02 0,00 0,03 0,01 0,03

Y2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,00 0,02 0,00

Sb2O3 0,03 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,05 0,03

Bi2O3 0,00 0,02 0,10 0,00 0,12 0,00 0,00 0,00

MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00

CaO 0,00 0,00 0,00 0,02 0,03 0,04 0,02 0,03

MnO 15,90 16,50 17,10 15,80 17,40 16,30 15,90 14,40

FeO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,07

ZnO 0,03 0,00 0,08 0,00 0,13 0,00 0,09 0,00

PbO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Fe2O3 0,66 0,94 1,08 1,16 1,06 1,01 1,24 0,77

Total 99,35 98,32 98,47 99,21 98,90 99,31 99,10 99,91

W * 0,000 0,001 0,019 0,000 0,003 0,000 0,000 0,000

Nb 3,380 4,423 5,295 3,639 5,802 3,870 4,143 1,749

Ta 4,519 3,474 2,467 4,260 2,024 3,999 3,745 6,174

Ti 0,037 0,023 0,175 0,002 0,114 0,024 0,025 0,019

Sn 0,006 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000

U 0,000 0,000 0,007 0,000 0,026 0,000 0,002 0,000

Sc 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

As 0,002 0,000 0,005 0,004 0,000 0,005 0,002 0,006

Y 0,000 0,000 0,000 0,000 0,008 0,000 0,003 0,000

Sb 0,004 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000 0,006 0,004

Bi 0,000 0,001 0,007 0,000 0,008 0,000 0,000 0,000

Mg 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,008 0,000 0,000

Ca 0,000 0,000 0,000 0,006 0,008 0,012 0,006 0,010

Mn 3,934 3,906 3,820 3,861 3,783 3,927 3,785 3,836

Fe2+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,020

Zn 0,006 0,000 0,016 0,000 0,025 0,000 0,019 0,000

Pb 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000

Fe3+ 0,144 0,199 0,214 0,251 0,204 0,216 0,263 0,183

CTotal 12,032 12,029 12,025 12,023 12,005 12,061 12,001 12,001

Ta# 0,57 0,44 0,32 0,54 0,26 0,51 0,47 0,78

Mn# 0,96 0,95 0,95 0,94 0,95 0,95 0,94 0,95

CuadrO 4: Análisis químicos representativos de minerales del grupo de la columbita dela pegmatita Las Cuevas (datos de Galliski y Černý 2006).

Muestra CUE1AA CUE1AB CUE1AD CUE1BD CUE3A CUE4B CUE6AA CUE6CD

*El número de cationes está calculado en base a 24 átomos de oxígeno. Zr y Th fueron analizadospero no detectados.

Figura 6: Cuadrilátero del grupo de la columbitacon los dominios correspondientes a cada especie.El área del cuadrante correspondiente a tantalita-(Fe) delimitada por curvas, es la brecha composi-cional que separa al grupo del dominio de tapioli-ta-(Fe) (modificado de Galliski y Černý 2006).

(1986) en base a trabajos experimentalesdeterminaron que la litiofilita de granogrueso cristaliza en el interior de las peg-matitas graníticas como una fase primariaa partir de magmas saturados en volátiles.En sus resultados sugieren que la cristali-zación de la litiofilita desde un fundidopegmatítico es facilitado por la presenciade una fase fluida acuosa exsuelta.

rockbridgeíta-Frondelita (Fe+2,Mn+2)Fe4

+3(PO4)3(OH)5 - Rómbico.Representantes de esta serie están pre-sentes en agregados de hábito fibroso ra-dial, de color pardo rojizo y brillo vítreocon el centro de coloración verdosa y eltamaño máximo es de 0,5 mm. Se tratade un producto de alteración de trifilina-litiofilita primaria y se encuentra asociado

a apatita y cuarzo. Se determinó por com-paración de propiedades físicas y ópticascon ejemplares de otras yacencias certifi-cadas y por su diagrama de rayos x quecoincide con rockbridgeíta.

stewartitaMn+2Fe2

+3(PO4)2(OH)2•8(H2O) - Triclíni-co. Ocurre en asociaciones de color ama-rillo y hábito fibroso que forman masasanhedrales como producto de alteraciónde trifilina-litiofilita y rockbridgeíta. Ladeterminación de la stewartita es prelimi-nar por comparación de propiedades físi-cas y ópticas con muestras conocidas.

Beraunita Fe+2Fe5

+3(PO4)4(OH)5•4H2O - Monoclí-nico. Esta rara especie ocurre en concre-ciones globulares muy pequeñas de colorrojizo oscuro que se presentan tapizandoespaciadamente las superficies de algunasoquedades dejadas por la lixiviación defosfatos primarios. Su identificación estábasada en sus propiedades físicas, carac-


WO33 1,05 0,97 0,43 0,68 1,03 0,93

Nb2O5 15,69 18,16 8,77 19,53 21,51 20,78

Ta2O5 27,50 17,37 52,62 20,00 13,26 20,98

SiO2 6,33 3,58 0,01 4,03 2,16 4,73

TiO2 0,40 0,50 4,61 0,24 0,22 0,04

SnO2 0,00 0,00 0,05 0,00 0,00 0,00

UO3 25,61 48,15 12,89 41,86 46,45 35,84

CaO 2,04 3,59 5,06 2,74 3,15 2,78

MnO 1,17 0,70 1,04 1,24 0,69 2,01

FeO 0,53 0,38 1,13 0,22 0,17 0,21

SrO 0,00 0,00 0,84 0,20 0,11 0,37

BaO 0,00 0,16 0,01 0,62 0,21 0,73

PbO 16,51 0,00 0,57 0,80 0,88 0,93

Na2O 0,00 0,00 0,15 0,15 0,00 0,04

K2O 0,13 0,20 0,25 0,53 0,34 0,39

F 0,00 0,00 0,40 0,00 0,00 0,00

O=F 0,00 0,00 -0,17 0,00 0,00 0,00

Total 96,96 93,76 88,66 92,84 90,18 90,76

W* 0,025 0,029 0,010 0,019 0,034 0,024

Nb 0,661 0,958 0,362 0,947 1,221 0,935

Ta 0,696 0,551 1,308 0,583 0,453 0,568

Si 0,590 0,418 0,001 0,432 0,271 0,471

Ti 0,028 0,044 0,317 0,019 0,021 0,003

Sn 0,000 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000

Suma B 2,000 2,000 2,000 2,000 2,000 2,001

U 0,501 1,180 0,247 0,943 1,226 0,749

Ca 0,204 0,449 0,496 0,315 0,424 0,296

Mn 0,092 0,069 0,081 0,113 0,073 0,169

Fe2+ 0,041 0,037 0,086 0,020 0,018 0,017

Sr 0,000 0,000 0,045 0,012 0,008 0,021

Ba 0,000 0,007 0,000 0,026 0,010 0,028

Pb 0,414 0,000 0,014 0,023 0,030 0,025

Na 0,000 0,000 0,027 0,031 0,000 0,008

K 0,015 0,030 0,029 0,072 0,054 0,050

Suma A 1,267 1,772 1,025 1,555 1,843 1,363

F- 0,000 0,000 0,116 0,000 0,000 0,000

OH 0,068 -3,804 1,210 -2,344 -4,276 -1,218

O2- 6,932 10,804 5,674 9,344 11,276 8,218

Suma X+Y 7,000 7,000 7,000 7,000 7,000 7,000

CuadrO 5: Análisis químicos de minerales del supergrupo del pirocloro.

Muestra CU2C CU5AC CU5AD CU6AC CU6BA CU6CA

Sb, Bi y Cs fueron analizados pero no detectados. Fórmula calculada sobre la base de 2(W,Nb,Ta,Si,Ti,Sn)

Figura 7: Triángulo composicional betafita-piro-cloro-microlita y U-Pb-Ca con las proyecciones delas composiciones de los minerales de la pegmatitaLas Cuevas.

terísticas ópticas generales y compara-ción con materiales de otros yacimientosya que el material es muy escaso.

Huréaulita Mn5

+2(PO4)2[PO3(OH)]2•4H2O - Mono-clínico. Fue observada en la zona inter-media interna donde la huréaulita reem-plaza a nódulos de trifilina-litiofilita queexteriormente se encuentran tapizadospor pátinas de óxidos de manganeso. Lahuréaulita es de grano fino, color pardorojizo, brillo vítreo a adamantino, hábitotabular y tiene clivaje al menos en una di-rección. Se puede presentar en agregadoscon formas cristalográficas no determi-nables cuyas caras se encuentran estria-das. El diagrama de rayos x tiene buenacoincidencia con huréaulita.

FosfosideritaFe+3PO4•2H2O - Monoclínico. Este mi-neral es de color violeta a celeste y brillovítreo. Atraviesa nódulos alterados for-mando tabiques de menos de 0,5 mm.

óxidos de hierroSon de color rojizo, tienen hábito terro-so, tiñen a todos los minerales restantes yse asocian especialmente a fosfatos. Ge-néricamente son considerados como li-monitas.

óxidos de manganesoSon de color negro, tienen hábito terrosoo dendrítico y tiñen a todos los mineralespresentes en el yacimiento. Ocurren esen-cialmente en asociación con fosfatos cu-yos nódulos recubren o atraviesan en ca-pas de pocos mm de espesor.

MitridatitaCa2Fe3

+3(PO4)3O2•3(H2O) - Monoclíni-co. Este fosfato es de color verde, se pre-senta en pátinas que impregnan a los mi-nerales o en hábito botroidal y se asocianparticularmente a los nódulos de fosfa-tos. Sin embargo, sus pátinas son bastan-te frecuentes también sobre las superfi-cies de fractura de cuarzo o feldespatosen sectores de la pegmatita donde no haynódulos de trifilina-litiofilita observables

en los frentes de explotación. En la figura 8 se representa el diagramaparagenético de los minerales de la peg-matita.

CLASiFiCACióN YViNCULACióN CONGRANiTOiDES FÉRTiLES

Galliski (1994a) preliminarmente tipificóa esta pegmatita como de la clase elemen-tos raros, tipo complejo subtipo espodu-meno según la clasificación de Černý(1991). Las evidencias que demuestran lapertenencia a esta tipificación son la bue-na distribución de los minerales de Licon predominio de espodumeno sobre

petalita, la relativamente baja actividad deF e indirectamente su bajo contenido (re-flejado en la escasa distribución de lepi-dolita, la preponderancia de montebrasi-ta sobre ambligonita y ausencia de topa-cio), la abundancia de Rb y Cs contenidoen feldespatos potásicos y, por último, loscontenidos dominantes de Ta sobre Nben la composición de los minerales delgrupo de la columbita (Fig. 5). La mine-ralogía detallada descripta en este trabajopermite confirmar esta asignación, queen la nueva nomenclatura (Černý y Ercit2005) sería de clase elementos raros, sub-clase REL-Li, tipo complejo y subtipoespodumeno.Dentro del distrito pegmatítico Conlara,


Figura 8: Diagrama paragenético de la pegmatita Las Cuevas.

Galliski (1994b) consideró como cuerposasimilables o sospechables de identificar-se con el arquetipo de los granitos férti-les, a los stocks graníticos de El Durazno,La Tapera y Concarán. Sin embargo, es-tos cuerpos no pueden ser consideradoscomo tales para nuestro caso, por estarfuera del área de influencia de la pegma-tita de este estudio. Los cuerpos de grani-tos más próximos a la pegmatita Las Cue-vas son lentes deformados de tamaño re-ducido y orientados submerionalmente,ubicados unos 700 m al este y un intrusi-vo postorogénico integrante del batolitoLas Chacras-Piedras Coloradas distante enel punto más próximo unos 4 km al sud-oeste. El granito con mayor probabilidadde parentesco con la pegmatita estudiadaes el situado al este, en base a que su ubi-cación espacial y petrografía son simila-res a la de otros casos como el de la peg-matita La Viquita, también próxima a di-ques y lentes de granitoides sincinemáti-cos deformados (Fig. 1).

CONCLUSiONES

En la pegmatita Las Cuevas, clasificadacomo de clase elementos raros, subclaseelementos raros-Li, de tipo complejo, sub-tipo espodumeno, se reconocieron un to-tal de once unidades (ocho zonas). En eltramo norte, la pegmatita muestra un de-sarrollo en capas de posición subhori-zontal con una zonación mas compleja,presentando las características de una peg-matita bandeada las cuales son considera-das como casos extremos de la geometríay asimetría composicional de intrusioneszonadas, que se presentan generalmentesubhorizontales y con unidades aplíticassódicas. El desarrollo de la zonación en elsector norte puede deberse a: 1) procesosde cúmulos de cristales o estratificacióndel fundido diferenciado, 2) fluctuacio-nes de presión, 3) cristalización secuen-cial en desequilibrio causado por un sig-nificativo sobreenfriamiento debajo del li-quidus, 4) flujos de segregación. En eltramo sur se presenta plegada y con unazonación relativamente más simple, casosen los cuales la explicación genética más

aceptada indica un origen a través de cris-talización fraccionada en desequilibrio opor cristalización en equilibrio eutécticode un fundido de composición pegmatí-tica (London 1992). En el proceso de em-plazamiento del fundido pudo haber ha-bido inyección polipulsatoria en una cá-mara semicerrada como parece indicarlola presencia de un bandeamiento de lazona externa observado en la labor E yen el techo de la pegmatita. Después del emplazamiento y cristaliza-ción magmática pudieron haber sucedidovarios procesos en estado supercrítico ehidrotermal que modificaron las paragé-nesis previas. Entre ellos, la turmaliniza-ción de la roca de caja, una característicaque está generada por fluidos remanentesde la cristalización de la pegmatita ricosen álcalis raros y boro. La actividad de losfluidos postmagmáticos, es evidenciadatambién por la alteración de espodumenoy litiofilita. London y Burt (1982a, b) re-conocieron que en el espodumeno la se-cuencia de alteración implica un metaso-matismo subsolidus inicial que se produ-ce en un ambiente alcalino, evidenciadopor la albitización del espodumeno, yposteriormente un metasomatismo rela-tivamente ácido que produce la alteracióna micas. Los reemplazos pseudomórficosde espodumeno en la pegmatita Las Cue-vas son idénticos en mineralogía y textu-ra con aquellos observados en la pegma-tita White Picacho (London y Burt 1982a, b). Varias asociaciones de reemplazoen la secuencia de alteración indican queel tipo de alteración del espodumeno ob-servado es común en pegmatitas de litiozonadas, especialmente en aquellas quecontienen complejos de clevelandita oclevelandita-mica cercanas a las zonas en-riquecidas con espodumeno (London yBurt 1982a, b). El metasomatismo sub-sólido del espodumeno y su transforma-ción a micas ha tenido lugar con un altogrado de desarrollo y fue posible identifi-car un primer estadio con conversión a laasociación eucriptita+albita y un segundodonde esta asociación pasa a muscovitade grano muy fino.La ausencia de topacio, triplita, fluorita y

la presencia muy reducida de lepidolitaevidencian que esta pegmatita no fue par-ticularmente enriquecida en F.El estudio mineralógico de esta pegmati-ta permitió identificar entre mineralesesenciales, accesorios y secundarios las si-guientes especies: cuarzo, microclino, es-podumeno, albita, muscovita, lepidolita,berilo, chorlo, elbaíta, granate, zircón, eu-criptita, columbita-(Mn), tantalita-(Mn),minerales del supergrupo del pirocloro ydel grupo de la microlita, pirita, bismuti-nita, bismutita, apatita, ambligonita-mon-tebrasita, trifilina-litiofilita, huréaulita,fosfosiderita, beraunita, rockbridgeíta-frondelita, stewartita, óxidos de hierro,óxidos de manganeso y mitridatita. Los estudios por difractometría de rayosx y microscopía óptica del feldepato po-tásico de la pegmatita permitieron esta-blecer que es dominante la existencia defeldespato potásico con un alto grado deordenamiento interno que correspondemicroclino de máxima triclinidad. Esteestado se alcanza por procesos de orde-namiento subsólido y está ampliamentedifundido en pegmatitas de este tipo ysignatura geoquímica. Los resultados de los análisis químicos deelementos traza contenidos en feldespa-tos potásicos y muscovitas de las pegma-titas estudiadas, son comparables y no di-fieren de las trayectorias conocidas enotros distritos mundiales y nacionales pa-ra estos tipos de pegmatitas, mostrandoen general un fraccionamiento lineal. Es-pecialmente en las trayectorias de evolu-ción geoquímica K/Rb-Cs o K/Rb-Cs/Ba, el análisis individual de la pegmatitaLas Cuevas muestra una diferenciación li-neal en todas sus zonas que progresa des-de las primeramente formadas al núcleo. Aqui la alteración de miembros de la se-rie primaria ambligonita-montebrasita ytrifilina-litiofilita ha dado lugar a asocia-ciones muy interesantes de fosfatos se-cundarios. Aún cuando la identidad detodas las especies no pudieron confir-marse con difracción de rayos x, fue cer-tificada la presencia de huréaulita, unmiembro de la serie rockbridgeíta-fron-delita y, con menor certidumbre, berauni-


ta y mitridatita. También están presentesóxidos de manganeso, fosfosiderita y ste-wartita que son considerados como re-sultado de la meteorización más que dealteración postmagmática (London yBurt 1982a). El emplazamiento de este cuerpo habríasido aproximadamente tardíocinemáticorespecto a metamorfismo regional queafecta el Complejo Metamórfico Conlara,y posteriormente sufrió una deformaciónatribuible a la fase Oclóyica. La profundi-dad de cristalización puede estimarse enfunción del rango conocido para estetipo de pegmatitas (Černý y Ercit 2005),comprendido entre 250 y 450 Kb aproxi-madamente. La presencia exclusiva de es-podumeno, que es el polimorfo del alu-mino silicato de Li estable a mayores pre-siones que petalita (London y Burt 1982a), estaría significando unas condicionesubicadas en la parte superior de ese ran-go, a profundidades que estarían acota-das estimativamente entre los 7 - 12 kmen el dominio frágil-dúctil. Los efectosexomórficos causados por los fluidos pro-venientes de la pegmatita consisten enturmalinización y muscovitización. El em-plazamiento habría sido dominantemen-te forzado con evidencias como presen-cia de xenolitos de la roca de caja y plie-gues de arrastre.En el área de la pegmatita Las Cuevasafloran fundamentalmente dos tipos degranitos: un cuerpo lenticular deformadoy orientado submeridionalmente que porcercanía y comparación con otras yacen-cias pegmatíticas como La Viquita podríaser considerado como parental, y los gra-nitos postorogénicos que son claramenteposteriores al origen de esta pegmatita yse encuentran a mayor distancia.La interpretación genética de este yaci-miento parte de la premisa de que laspegmatitas graníticas cristalizan a partirde fundidos ricos en volátiles y enriqueci-dos en diferentes grados en elementos li-tófilos. Existen evidencias de inhibiciónprogresiva de nucleamiento y gran des-arrollo en el crecimiento de cristales cau-sados por alto grado de sobreenfriamien-to y cambios en la composición del fun-

dido dando lugar a texturas heterogéneas.Asimismo, los tamaños de grano muygrueso estarían en función de la densidadde nucleación provocados por cambiosen la composición del fundido.

AGRADECiMiENTOS

Los autores agradecen al Dr. J. Oyarza-bal, al Lic. G. Llaneza y al Lic F. Oggierpor la colaboración en el levantamientogeológico y al CONiCET por el otorga-miento a uno de los autores de las becasque permitieron concretar este estudiocomo parte de uno mayor. El Dr. P. Čer-ný facilitó el acceso a la microsonda elec-trónica de la Universidad de Manitoba yla Dra. María Florencia Márquez Zavalíacolaboró activamente en la obtención delos análisis químicos y sus correcciones.A los árbitros, Dra. Teresita Montenegroy Dr. Raúl Lira por la lectura crítica delmanuscrito y por las importantes suge-rencias que contribuyeron al mejora-miento del mismo. Los trabajos tuvieronen diferentes etapas aportes materiales delos PiP 3737, 5907 y del CONiCET, ydel PiCT 22-21638 del FONCYT.

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Recibido: 10 de agosto, 2010.Aceptado: 18 de agosto, 2011.


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