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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versão impressa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.68 no.4 Buenos Aires out./dez. 2011

 

ARTÍCULOS

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: martinezvial@hotmail.com
2 IANIGLA-CCT, CONICET, Mendoza. E-mail: galliski@lab.cricyt.edu.ar

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

 


Resumen

En el presente estudio se describe e interpreta la geología, mineralogía y geoquímica de la pegmatita litífera Las Cuevas. Este yacimiento pertenece a la clase elementos raros del tipo complejo, subtipo espodumeno. Se trata de un cuerpo de forma tabular, con rumbo dominante noroeste e inclinación variable de vertical a subhorizontal. Las rocas de caja son esquistos cuarzo- micáceos y la profundidad de emplazamiento estimada varía entre los 7-12 km en el dominio de transición frágil-dúctil. El emplazamiento de la pegmatita habría sido tardíocinemático respecto al pico de metamorfismo regional Famatiniano, y habría sufrido después deformación adjudicable al tectonismo tardío de la fase Oclóyica. Los minerales identificados son: cuarzo, microclino, espodumeno, albita, muscovita, apatita, berilo, chorlo, circón, granate, columbita-(Mn), tantalita-(Mn), minerales de los grupos del pirocloro y microlita, ambligonita-montebrasita, trifilina-litiofilita, elbaíta, eucriptita, lepidolita, bismutinita, minerales opacos, pirita, huréaulita, fosfosiderita, beraunita, rockbridgeíta, stewartita, bismutita, óxidos de hierro, óxidos de manganeso y mitridatita. En esta pegmatita se observaron un total de ocho zonas de diferente composición mineral, textura y localización. Los procesos de diferenciación pegmatítica indicados por las composiciones químicas de elementos traza en feldespato potásico y muscovita son comparables y no difieren de las trayectorias conocidas en otros distritos mundiales y nacionales para estos tipos de pegmatitas, evidenciando en general un fraccionamiento lineal. Por otro lado, el análisis individual de 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 mineralización de tantalio.

Palabras clave: 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 Las Cuevas pegmatite, Conlara pegmatitic district, Sierra de San Luis, Argentina. This ore deposit belongs to the Rare-Element class, REL-Li subclass, complex type, spodumene-subtype of granitic pegmatites. it is a tabular bodie trending to the northwest, 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 intrusion of the pegmatite was forced, producing secondary folding in the host rock and enclosing metric-sized xenoliths. The emplacement took place during the Eopaleozoic, shortly after the regional metamorphic peak of the Famatinian Cycle. The pegmatite and its host-rock were deformed by the late tectonism belonging to the Ocloyic phase. Eight zones of different mineral association, texture and setting have been identified in this pegmatite. The mineralogy comprises: quartz, microcline, spodumene, albite, muscovite, apatite, beryl, schörl, zircon, garnet, columbite-(Mn), tantalite-(Mn), pyrochlore and microlite group minerals, ambligonite-montebrasite, triphylite-litiophilite, elbaite, eucriptite, lepidolite, bismuthinite, pyrite, huréaulite, phosphosiderite, beraunite, rockbridgeite, stewartite, bismutite, ferric oxides, manganese oxides, and mitridatite.The processes of pegmatitic differentiation, indicated by the chemical composition of trace elements in K-feldspar and muscovite, are comparable and do not differ from the known paths of similar world- and argentinian- pegmatites of this type showing lineal fractionation trends. Besides, the individual analysis shows a lineal differentiation, in some cases with an overprint between the samples of different zones, resulting from changes in the physico-chemical conditions of cristalization. Based on the muscovite geochemistry, Las Cuevas has an interesting but limited potential for tantalum mineralization.

Keywords: Spodumene-subtype; Rare-Element pegmatite; Geochemistry; Ta-ore minerals; Conlara pegmatitic field.


 

INTRODUCCIÓN

La pegmatita Las Cuevas está ubicada en la porción septentrional de la sierra de San Luis a los 65º42'25" de longitud O y 32º23'10" de latitud S en el partido de San Martín, departamento San Martín, provincia de San Luis (Fig. 1). Los estudios de este yacimiento se inician con Crespo (1960), quien realiza un informe preliminar. Posteriormente, Herrera (1963) y Angelelli y Rinaldi (l966) describen la estructura interna y mineralogía. Lorefice y Sabio (1975) dan valores de reservas, posibilidades de producción y leyes en Li. Angelelli (1984) actualiza el conocimiento de este yacimiento. Daziano y Karlsson (1990) publicaron la descripción de "damourita", una variedad textural de muscovita, y Daziano et al. (1993) describieron manifestaciones uraníferas. Sosa (1992) hace referencia al mismo como yacimiento de Nb y Ta mencionando algunas características generales. Galliski (1994a) tipifica a esta pegmatita como de la clase elementos raros, subtipo espodumeno. Galliski y Linares (1999) obtuvieron una datación K-Ar sobre muscovita de 510 ± 26 Ma. En este trabajo se describirá detalladamente esta pegmatita considerada como uno de los mejores ejemplos de yacimientos de Ta, Li (± Be, Rb) y minerales cerámicos de mediano tamaño de las Sierras Pampeanas.


Figura 1: Mapa geológico regional.

GEOLOGÍA DEL BASAMENTO

Los elementos geológicos que participan de la constitución litológica del área corresponden al Complejo Metamórfico Conlara de edad neoproterozoica tardíacámbrica temprana (Sims et al. 1997) y se trata de esquistos cuarzo-micáceos y en menor proporción gneises intruidos por cuerpos graníticos menores y filones pegmatíticos de posible edad ordovícica. A mayor distancia de la pegmatita se encuentran afloramientos de granitos postorogénicos pertenecientes al NE del batolito Las Chacras-Piedras Coloradas.

El contacto entre la pegmatita y el esquisto es neto y concordante. Es común observar venas o cuerpos pegmatíticos, paralelos y posiblemente cogenéticos con el cuerpo principal que son concordantes con la estructura, los cuales se sitúan en el contacto inmediato.

Los efectos de alteración en el contacto pegmatita-esquisto, como consecuencia de la intrusión de este cuerpo, están representados por una turmalinización del esquisto en un espesor que supera los 30 cm.

GEOLOGÍA DE LA PEGMATITA

El cuerpo principal de la pegmatita Las Cuevas es de forma tabular, se encuentra plegado y aflora en una extensión de 400 m, con un desnivel de 70 m y tiene una potencia de 10 m en el sector sur prolongándose en esta dirección en una serie de apófisis. En el extremo norte presenta un rumbo meridiano y buzamiento 31º O, hacia el sur el rumbo es N 10º O y el buzamiento varía entre 82º y 44º al O (Fig. 2). En 1995 el yacimiento constaba de siete labores a cielo abierto (denominadas A, B, C, D, E, F y G en la Fig. 2) de una longitud, profundidad y ancho máximo de 35, 10 y 15 m respectivamente, y una serie de destapes menores. Además, labores subterráneas conexas fueron abiertas en el extremo norte de la pegmatita y están constituidas por un amplio socavón y galerías que llevan a los frentes de explotación. La longitud máxima de la galería principal no pudo ser obtenida como consecuencia de encontrarse inundada en el momento del estudio. Sin embargo, su recorrido parece superar los 50 m en dirección sur.


Figura 2: Mapa geológico de la pegmatita Las Cuevas.

El emplazamiento de la pegmatita habría sido aproximadamente tardíocinemático respecto al metamorfismo regional que afecta el Complejo Metamórfico Conlara, y posteriormente sufrió una deformación atribuible a la fase Oclóyica. La profundidad de cristalización puede estimarse en función del rango conocido para este tipo de pegmatitas (Černý y Ercit 2005), comprendido entre 250 y 450 Kb aproximadamente. La presencia exclusiva de espodumeno, que es el polimorfo del alumino silicato de Li estable a mayores presiones que petalita (London y Burt 1982 a), estaría significando unas condiciones ubicadas en la parte superior de ese rango, a profundidades que estarían acotadas estimativamente entre los 7-12 km en el dominio frágil-dúctil (Brisbin 1986). El emplazamiento habría sido forzado con evidencias tales como pliegues de arrastre y la presencia de xenolitos de la caja en la pegmatita.

Estructura interna
Un total de ocho zonas de diferente composición mineral, textura y localización fueron reconocidas en este cuerpo y se encuentran resumidas en el cuadro 1.

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

Zona de borde: Se presenta en la base de la pegmatita en la labor A, con un espesor variable entre los 3 y 10 cm y granometría fina que aumenta progresivamente a medida que se aleja del contacto pegmatita- esquisto. El contacto con la zona de albita sacaroidal es neto. Está constituida esencialmente por cuarzo (70 %), muscovita (30 %) y plagioclasa subordinada. Entre los minerales accesorios se encuentran apatita, granate, turmalina y óxidos de hierro secundarios. Presenta textura granular hipidiomórfica (Fig. 3a). Este tipo de zona de borde también se presenta en la labor D donde existen algunas diferencias como la presencia de remanentes de microclino y mayor porcentaje en albita.


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

La zona de borde situada en el techo de la pegmatita en la labor A, es de grano fino y su espesor oscila entre 5 mm y 5 cm. El contacto con la zona externa es transicional y está constituida por cuarzo (80 %), muscovita (15 %) y albita (5 %), como minerales accesorios se encuentra granate y apatita (Fig. 3b).

Zona externa: Se encuentra en el techo de la labor A (Fig. 3b), su espesor varía entre los 5 y 30 cm y el tamaño de grano es de fino a medio. El pasaje a la zona siguiente es transicional. Está constituida por albita (80 %), muscovita (15 %) y cuarzo (3 %). Los minerales accesorios son granate, apatita, columbita, algunos minerales opacos no determinados y óxidos de hierro secundarios. En la labor E la zona externa presenta un bandeamiento el cual indica que el proceso de emplazamiento del fundido posiblemente ha sido con inyección polipulsatoria en una cámara semicerrada.

Zona de albita sacaroidal: Se encuentra ubicada en el yaciente de la labor A. El espesor máximo alcanza los 25 cm. El tamaño de grano es muy fino y el pasaje a la zona siguiente es transicional. Consiste esencialmente de albita (90 %), cuarzo (10 %), con muscovita subordinada y los minerales accesorios son granate, apatita y minerales opacos; presenta textura aplítica formada por un agregado anhedral de albita-cuarzo con concentraciones de granate en horizontes planos o curvos bien definidos (Fig. 3a).

Zona de albita-cuarzo: Se ubica entre una unidad de muscovita y la zona de albita sacaroidal en la base de la pegmatita en la cantera A. Su espesor es de hasta 40 cm y el tamaño de grano es mediano a grueso. El contacto con la unidad de reemplazo es transicional. Consiste esencialmente de albita (90 % - 60 %) y cuarzo (10 % - 40 %). Los minerales accesorios están constituidos por minerales opacos, turmalina, berilo, granate, apatita y muscovita.

Zona de muscovita: Se presenta en el contacto con la zona externa que está ubicada en el techo de la pegmatita en la cantera A. El espesor alcanza 70 cm, es de grano grueso a muy grueso y el pasaje a la zona siguiente es neto. Está constituida por muscovita (90 %), albita (5 % - 10 %) y cuarzo (menos del 5 %). Los minerales accesorios son turmalina, apatita, granate y minerales opacos (Fig. 3c).

Zona intermedia externa: Fue observada en las labores A, D, E, F, G y H y está constituida por cuarzo (60 %), microclino (40 %), albita, muscovita y espodumeno subordinado, el tamaño de grano es muy grueso. Entre los minerales accesorios se encuentran berilo, nódulos de fosfatos, apatita, elbaíta, ambligonita-montebrasita, mitridatita y óxidos de hierro y de manganeso.

Zona intermedia interna: Está constituida por microclino (50 %), cuarzo (40 %) y espodumeno (10 %) con muscovita subordinada. Los minerales accesorios son apatita, granate, minerales opacos, óxidos de hierro y de manganeso secundarios, mitridatita y fosfatos (nódulos). Como mineral de reemplazo se encuentra albita. El tamaño de grano es grueso a muy grueso y en ella se encuentran unidades de muscovita de grano fino y asociaciones de reemplazo de Ms-Qtz-Ab-Tur (símbolos según Kretz 1983). Dentro de la zona intermedia interna existen variaciones locales en los constituyentes encontrándose una zona que está constituida por cuarzo (60 % - 70 %), espodumeno (40 % - 30 %), muscovita subordinada y albita como fase de reemplazo. Entre los minerales accesorios se encuentran óxidos de manganeso secundarios. El tamaño de grano es grueso y la textura granular. Otra variación observada en la labor B y D está constituida por microclino (40 %), espodumeno (30 %), cuarzo (20 %), albita (10 %) y muscovita subordinada. Se observó muscovita litífera (lepidolita s.l.) de color rosado, subhedral y de grano fino reemplazando localizadamente a espodumeno en paquetes dispersos. La textura es granular (Fig. 3d).

Núcleo: Fue observado en las labores A y C. En la labor A, el tamaño de grano es muy grueso y está constituido por cuarzo (99 %) y albita (1 %). El espesor es de hasta 1,5 m y el contacto con la zona siguiente es neto (Fig. 3c). En la labor C, el núcleo se presenta de grano es muy grueso y está constituido por cuarzo (90 % - 85 %) y espodumeno (10 % - 15 %).

Unidades de albita sacaroidal: Fueron observadas en las labores B, C y D. Están constituidas por albita (95 %) y cuarzo (menos del 5 %). Los minerales accesorios son apatita, granate y minerales opacos. Estos cuerpos forman unidades de gran tamaño, de grano fino y textura sacaroide. Esta unidad es a su vez reemplazada por una asociación de Ms-Qtz-Ab-Tur- Grt-Ap de grano medio, que presenta, en contacto con la unidad de reemplazo, un borde de albita de hábito laminar radial perpendicular a este contacto. La unidad se presenta altamente teñida por óxidos de hierro y de manganeso y es atravesada por venas de cuarzo de hasta 5 mm de espesor o por venas de minerales opacos.

Unidades de muscovita: Observada en las zonas intermedias de las labores A y B, están constituidas por muscovita (94 % - 74 %), albita (5 % - 35 %) y cuarzo (menos del 1 %). Los minerales accesorios son turmalina, granate, columbita, minerales opacos y minerales de bismuto. Estos accesorios se encuentran en las unidades que están ubicadas cerca del contacto con la base en la cantera A, donde el tamaño de grano es medio. Corresponden a eventos póstumos de cristalización pegmatítica.

Unidades de relleno: Se distinguen dos tipos: a) Constituidas por cuarzo, levemente ahumado, que cristaliza formando drusas cubiertas por cristales centimétricos. Puede presentarse asociado con minerales opacos. El espesor de estas unidades es de hasta 5 cm. b) Constituidas por minerales opacos reemplazados por hematita, la cual presenta un gran poder de tinción.

GEOQUÍMICA

Los indicadores geoquímicos cuantitativos han sido utilizados en el estudio de pegmatitas para determinar la evolución interna de cada una de ellas (Shearer et al. 1985, Walker et al. 1986, Abad Ortega et al. 1993 y Černý et al. 1984), como guía para la exploración (Möller y Morteani 1987, Smeds 1992) y para la determinación de las tendencias de fraccionamiento en poblaciones cogenéticas o bien para su tipificación en el contexto de las clasificaciones actuales (Černý 1989 y Trueman y Černý 1982).

En este estudio se analizaron minerales en cuya composición intervienen elementos (K, P, Rb, Sr, Ba, Cs, Ga, Nb, Ta) que varían con el proceso de diferenciación y son indicadores de evolución interna, tipología y/o potencial económico. Los minerales seleccionados por su abundancia y sensibilidad a las variaciones composicionales son feldespato potásico y muscovita.

Para los feldespatos se muestrearon los provenientes de casi todas las zonas y aquellos desarrollados en grandes megacristales, con el objeto doble de observar el fraccionamiento interno y de enmarcar la pegmatita en un contexto general. La mayor cantidad de muestras se tomaron en aquellos feldespatos de grano grueso, muy frescos y poco reemplazados. En el caso de las muscovitas fue más difícil porque en algunas zonas eran escasas o podían no ser primarias, caso en el cual se desechaban excepto las correspondientes a grandes unidades de muscovita. La técnica de análisis fue por fluorescencia de rayos x y la metodología fue descripta por Perino et al. (1994). Los límites de detección correspondientes son en ppm: K = 8, P = 7, Rb = 5, Cs = 6, Sr = 8, Ba = 5, Ga = 4, Nb = 15 y Ta = 6. Se procesaron un total de dieciocho muestras de feldespatos potásicos de las zonas intermedia externa e intermedia interna, y nueve muestras de muscovita de las zonas intermedias, de borde y externa; los datos analíticos se encuentran sintetizados en los cuadros 2 y 3 y graficados en las figuras 4 y 5.

Cuadro 2: Análisis químicos de feldespatos potásicos.

Cuadro 3: Análisis químicos de muscovitas.


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 = zona intermedia externa, ZII = zona intermedia interna. Las flechas indican la tendencia del fraccionamiento lineal, y los círculos y ovalos, nubes de puntos.


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 intermedia interna. 1 y 2 umbrales de Beus (1966) y Gordiyenko (1971) respectivamente. Las flechas indican la tendencia del fraccionamiento lineal, y los círculos y ovalos, nubes de puntos.

Los rangos de K2O están comprendidos entre 11,95 y 16,7 % para el feldespato potásico y 8,82 y 11,49 % para la muscovita. El rubidio varía de 872 a 4265 ppm en feldespatos y 1020 a 4785 ppm en muscovita. El cesio varía de menos del límite de detección a 2365 ppm en feldespatos y menos del límite a 788 ppm en muscovita. El estroncio de 17 a 148 en feldespatos y menos del límite a 34 en muscovita. El bario varía de 24 a 133 ppm en feldespatos y de 11 a 34 ppm en muscovita. El galio en menos del límite de detección en feldespatos y 59 a 133 ppm en muscovita. El P2O5 de 0,02 a 0,29 % en feldespatos y menos del límite a 0,04 % en muscovita. El niobio varía de menos del límite en feldespatos y de 60 a 361 ppm en muscovita. Por último, para el tantalio en feldespatos y muscovitas los valores están por debajo del límite de detección.

La selección de los gráficos se basó en el análisis que fue hecho por Galliski et al. (1997). Los diagramas de feldespatos potásicos evidencian en general una tendencia al fraccionamiento lineal de las muestras de la zona intermedia externa (ZIE), en tanto que la disposición de las muestras de la zona intermedia interna (ZII) es aleatoria y forman en general nubes de puntos. También hay una clara superposición de muestras en ambas zonas aunque siempre manteniendo en líneas generales una secuencia lógica de mayor diferenciación 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 muestran una tendencia al fraccionamiento lineal. En los gráficos de Ta todas las muestras caen por debajo del umbral de Beus (1966) y Gordiyenko (1971) lo cual indica que esta pegmatita no estaría particularmente enriquecida en minerales del grupo de la columbita-tantalita aunque se conozcan concentraciones comerciales significativas de tantalita (Fig. 5). Morteani et al. (1995) analizaron una muestra de la pegmatita Las Cuevas cuyos resultados no difieren de los resultados obtenidos en este estudio. El contenido en tantalio en micas primarias refleja la concentración de tantalio global de los sistemas desde los cuales la mica cristalizó. Para una evaluación geoquímica del potencial de mineralización se utilizará el diagrama Ta versus Cs de muscovita recomendado por los autores como la principal herramienta para tal fin (Möller y Morteani 1987).

Las tendencias de fraccionamiento evidenciadas por los diagramas no difieren de las trayectorias conocidas en otros distritos 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 pegmatita de Vĕzna, Checoslovaquia (Černý et al. 1984), la mayoría de los elementos trazas siguen los trenes de fraccionamiento esperados.

Si consideramos los feldespatos potásicos de las zonas intermedias en los diagramas K/Rb-Cs y K/Cs-Rb y se comparan con los de Galliski et al. (1997), en los cuales los diagramas mostraron que la trayectoria de fraccionamiento definida por pegmatitas de distinto grado de evolución geoquímica, puede segmentarse dando origen a sectores que individualizan pegmatitas con diferentes mineralizaciones y clásicamente conocidas como de diferentes tipos, por ejemplo: tipo berilo, espodumeno o albita (campos 2, 3 y 4); las muestras correspondientes a la pegmatita Las Cuevas está incluida en el segmento correspondiente a Li, Be, (Ta) (campo 2). En el trabajo de Technostone (1990) se analizaron muestras de la pegmatita Las Cuevas donde los elementos factibles de comparar tanto en feldespato potásico como en muscovita son: rubidio, tantalio, estroncio, niobio, cesio y potasio. La mayoría de los valores son similares a excepción del tantalio. En las muscovitas los valores de niobio y rubidio son idénticos.

MINERALOGÍA

Las pegmatitas de elementos raros se caracterizan por presentar una interesante variedad de minerales especialmente conteniendo metales raros. La pegmatita objeto de este estudio, presenta una gran variedad mineralógica.

Cuarzo
Participa en todas las unidades de la pegmatita y es el principal constituyente. El tamaño de grano oscila de fino a muy grueso, el hábito es macizo y el brillo es vítreo a graso. El color varía de blanco lechoso a gris o incoloro; y algunos especímenes se presentan de color ahumado. Volumétricamente representa entre el 25 y el 40 % de la masa mineral. En cuanto a la presencia de formas cristalográficas, éstas solo constituyen menos del 0,1 % y están formadas por prismas m {10-10}terminados por dos romboedros combinados: z {01-11} y r {10-11} que producen el efecto aparente de bipirámide hexagonal, truncada en la base. En Las Cuevas los cristales idiomorfos se presentan como rellenos de fisuras o formando drusas. El cuarzo puede disponerse elongado, perpendicular a los contactos con la roca de caja. En las muestras observadas al microscopio, se presenta fracturado, con extinción ondulosa y trenes de inclusiones fluidas. incluye restos de plagioclasa anhedral y rutilo de hábito acicular.

Microclino
Está presente fundamentalmente en las zonas intermedias. Los cristales son anhedrales a subhedrales con formas cristalográficas indefinidas, el hábito es columnar o equidimensional y la granometría es generalmente fina a muy gruesa con individuos que llegan a superar el metro de largo. Se presenta reemplazado en partes por una asociación de Ms-Qtz-Ab-Tur- Brl-Ap, por un agregado de albita de textura sacaroide o por Ms+Qtz+Ab. Se altera a muscovita y caolinita; la primera puede encontrarse diseminada o constituyendo agregados, en tanto que la segunda en general se presenta en superficies de clivaje. incluye a minerales opacos que provocan su tinción de un color rojizo. A veces se encuentra fisurado y atravesado por venillas de cuarzo y minerales opacos. Al microscopio presenta maclado polisintético y desmezclas pertíticas de albita en forma de llama. Para establecer adecuadamente el tipo de feldespato potásico presente y lograr un panorama de su índice de triclinicidad, se realizaró un diagrama de difracción de rayos x de una muestra tomada en la zona intermedia. Según los métodos de Goldsmith y Laves (1954) (Δ1 = 0,890) y Mc Gregor y Ferguson (1989) (Δ2 = 0,909) el feldespato tiene una estructura altamente ordenada con simetría triclínica y con un estado estructural correspondiente a microclino máximo. Un alto grado de ordenamiento sugiere condiciones de enfriamiento lento (Shmakin 1979).

Espodumeno
El espodumeno participa en las zonas intermedias y el núcleo en cristales tabulares con disposición aleatoria, de grano generalmente mediano a muy grueso que excepcionalmente alcanzan hasta 5 m de largo. La morfología y el hábito son constantes presentando las formas a {100} y m {110}, asimismo los cristales son elongados según [001], dirección en la cual presentan estrías. Las caras cristalinas son rugosas y los extremos basales terminan en truncaduras. Con cierta frecuencia los cristales se presentan flexurados y maclados con (100) como plano. El clivaje es prismático B {110} y algunos individuos tienen partición {100}. Los cristales ocasionalmente incluyen granate en granos menores a 2 mm en los sectores más externos. Generalmente los cristales de espodumeno presentan diferentes tipos y grados de alteración que permiten diferenciar especímenes: a) de color blanco a blanco verdoso con guías milimétricas formadas por fibras perpendiculares a las caras prismáticas y muy exfoliables, y b) de color gris verdoso, muy tenaces y con venillas que lo atraviesan. Al microscopio estas venillas presentan las siguientes diferencias: en a) están constituidas por un agregado de Ab+Ms denominado cimatolita, en tanto que en b) las guías son de un agregado de albita más eucriptita (Ab +Ecr). Esta última asociación se verificó mediante un diagrama de rayos x del conjunto que coincide con una mezcla de Sp+Ab+Ecr. La alteración metasomática del espodumeno, que se produce a lo largo del clivaje, fracturas y bordes, es el resultado de reacciones subsolidus con fluidos pegmatíticos acuosos residuales, donde cada paragénesis resultante es interpretada como indicadora de cambios sistemáticos en la geoquímica de los fluidos postmagmáticos. Esta secuencia está presente en la pegmatita Las Cuevas y de acuerdo con London y Burt (1982a, b) es: espodumeno → eucriptita+albita → muscovita+albita → muscovita. La secuencia implica que el reemplazo inicial involucra metasomatismo en un ambiente alcalino evidenciado por la albitización y posteriormente un metasomatismo relativamente ácido que produce la alteración a micas. Estos reemplazos ocurren también en otras pegmatitas e indican que el tipo de alteración del espodumeno es común en pegmatitas de litio zonadas especialmente en aquellas que contienen asociaciones de clevelandita o clevelandita + mica cercanas a las zonas enriquecidas con espodumeno (London y Burt 1982a, b). Diferente de estos episodios generalizados, es el proceso localizado en la labor G, donde cristales tardíos de espodumeno sufren reemplazos de muscovita litífera rosada (lepidolita) en los planos de clivaje. Con un grado más avanzado de alteración, especialmente meteórica, estas guías de alteración se transforman en un material de apariencia argílica, situado en las superficies de clivaje y con diferentes colores que varían del blanco, blanco verdoso, rosado, pardo liláceo o verde liláceo con superficies fácilmente exfoliables y de color negro cuando están a la intemperie. En otras pegmatitas litíferas de la Sierra de San Luis, en esta alteración ha sido identificada difractométricamente illita y dickita (Roquet 2010).

Plagioclasa
Este mineral participa en todas las unidades. El tamaño de grano es fino a grueso y se presenta subhedral a anhedral, de hábito tabular-laminar radial o en agregados con textura sacaroide. Es de color blanco, gris o rosado cuando está teñida por óxidos de hierro o con máculas irregulares negras de óxidos de manganeso o pátinas verdes de mitridatita. Además, es atravesada por venillas de cuarzo de 1,5 mm de espesor. Su porcentaje aumenta progresivamente desde el contacto con la zona de borde hacia el centro. La variedad clevelandita reemplaza al cuarzo y al feldespato potásico y además es reemplazada por agregados de muscovita de grano muy fino. La plagioclasa presenta inclusiones de apatita de 1 mm de diámetro, granates de color rojo y turmalina, posiblemente chorlo, en cristales agrupados de hasta 3 mm de largo. Al microscopio se presenta en agregados subhedrales a veces anhedrales de hábito laminar, con maclado polisintético o de dos individuos, según la ley de Albita y Carlsbad respectivamente, extinción ondulosa y en ocasiones puede estar flexurada. La alteración más frecuente es de tipo sericítica mientras que en algunos casos está ligeramente argilitizada. Los óxidos de hierro y de manganeso se presentan entre los granos o bien siguiendo planos de composición de maclas. La caracterización por difractometría de rayos x permite identificarla como albita ordenada.

Muscovita
Es un accesorio mineral ampliamente distribuido en todas las unidades de la pegmatita. El tamaño de grano varía de fino a muy grueso, caso en el que llega a medir hasta 70 cm de longitud. Es subhedral y la muscovita primaria se presenta con hábitos variables, ya sea en paquetes de hábito laminar dispersos sin orientación preferencial o dispuesta perpendicular al contacto entre unidades pegmatíticas donde desarrolla un contorno cuneiforme. Conforma unidades de grano medio y se asocia a albita, cuarzo, turmalina, granate, berilo y a un mineral radiactivo. También ocurre en agregados monominerales afaníticos, variedad denominada oncosina (Quensel 1956). Muscovita litífera se observó en la zona intermedia interna, reemplazando a espodumeno. Ocurre en agregados finos y es de color rosado liláceo.

Al microscopio presenta extinción ondulosa, flexuras y pátinas de óxidos de hierro a lo largo del clivaje o cuando reemplaza a granate. El diagrama de rayos X dió para la oncosina que el politipo dominante es muscovita 2M1 con líneas de muscovita 2M2 y 3T.

Ambligonita-Montebrasita
Se presenta en nódulos redondeados con formas cristalográficas groseras, indeterminables. El color es blanco a gris blanquecino, blanco cremoso, en superficies frescas, en tanto que en superficies intemperizadas presenta una cubierta de un material de tipo argílico de coloración blanca y cubierto por óxidos de hierro y/ o manganeso. Las alteraciones hidrotermales complejas que estos fosfatos primarios pueden sufrir (London y Burt 1982a), están aparentemente reducidas a apatita y moscovita, en el material de Las Cuevas.

Berilo
Este mineral ocurre por lo general en la zona de albita-cuarzo y se presenta en cristales anhedrales o subhedrales y/o en cristales prismáticos de hasta 20 cm de diámetro, con las formas cristalográficas m {10-10} y c {0001}, y estrías paralelas a [0001]. Ocasionalmente es reemplazado por láminas de muscovita sobre las caras que están en contacto con albita. incluye a minerales opacos y presenta pátinas de óxidos de hierro.

Chorlo
Participa en las unidades de muscovita y en zonas de muscovita y de albita-cuarzo. El tamaño de grano varía de fino a grueso, caso en el que forma individuos de hasta 12 cm de longitud; por lo general es subhedral. Las formas cristalográficas observadas son una combinación de prismas trigonales. Es reemplazada por muscovita en las caras cristalinas en contacto con albita.

Elbaíta
Fue observada en la zona intermedia asociada a cuarzo, microclino, muscovita, berilo y albita sacaroidal o en unidades con albita o muscovita. Se trata de cristales columnares prismáticos estriados verticalmente, de hasta 3 cm de diámetro y brillo vítreo. Presentan un desarrollo zonal paralelo al plano basal o caras del prisma con núcleos de chorlo que pasa a verdelita y rubelita, las variedades verde y rosada de elbaíta respectivamente. Predomina la verdelita como capa externa. En la labor G se encontraron cristales fracturados de hasta 25 cm de largo por 8 de diámetro incluídos en cuarzo en un sector con reemplazos de Qtz+Spd+Trl+Lpl.

Granate
Es un accesorio común en casi todas las unidades. El tamaño de grano varía de fino a 25 cm de diámetro y ocurre en cristales idiomorfos con desarrollo de formas hexaquisoctaédricas, presentando en sus caras estrías probablemente heredadas de albita. Se presenta disperso o concentrado formando laminaciones muy características de pegmatitas bandeadas (layered pegmatites-aplites, Jahns y Tuttle 1963) con las que comparte la posición espacial subhorizontal. Se puede encontrar total o parcialmente oxidado y puede estar atravesado por fisuras de espesor menor a 2 mm rellenas con muscovita de grano fino, o rellenas con cuarzo de hasta 0,7 mm de espesor. Al microscopio es anhedral, está fracturado, teñido por pátinas de óxidos de hierro y reemplazado por muscovita.

Supergrupo de la apatita
Minerales de este supergrupo son un accesorio ampliamente distribuido en todas las unidades. En general es subhedral a anhedral y de grano fino, pero también llega a formar cristales de grano mediano a grueso de hasta 10 cm de diámetro. Asimismo, apatita hidrotermal de tamaño menor a 1 mm, con hábito fibroso radial y de color blanco se presenta asociada a nódulos de fosfatos junto a cuarzo, albita, muscovita y caolinita. Bajo el microscopio se observa que es anhedral, intergranular y presenta numerosas inclusiones fluidas. Gran parte de la apatita presente en esta pegmatita tiene buena coincidencia con fluorapatita en función del diagrama de rayos X pero posiblemente se encuentren también otras especies del grupo. En particular, los cristales aciculares asociados a nódulos de fosfatos de Mn e Fe, tienen coincidencia en el hábito, propiedades ópticas y asociación con hidroxilapatita rica en carbonato de pegmatitas como White Elephant, EE.UU.

Minerales del grupo de la columbita
Están ampliamente distribuidos como mineral accesorio y fueron observados en la zona de albita-cuarzo de la pegmatita. Según el propietario de la pegmatita, de sectores subterráneos de la labor A se extrajeron nódulos de varios cientos de kilogramos formados por cristales subhedrales de 10-15 cm en promedio. Más comúnmente, se presenta en cristales subhedrales de hábito tabular o laminar radial y grano fino a mediano. Los prismas están constituidos por una sucesión de láminas que se encuentran flexuradas. Produce aureolas de óxidos de hierro que tiñen los minerales en los cuales se encuentra incluida. El brillo es usualmente adamantino o metálico con algunas pátinas iridiscentes, tienen fractura concoide y clivaje B {010}. En superficies intemperizadas está recubierto por una pátina mate, raya castaña y fractura irregular. Las composiciones químicas obtenidas por Galliski y Černý (2006) (Cuadro 4) proyectadas en el diagrama composicional (Fig. 6) muestran términos correspondientes a columbita-( Mn) que gradan a tantalita-(Mn) definiendo un tren de diferenciación típico de pegmatitas evolucionadas (Černý et al. 1986). Los cristales suelen incluir granos anhedrales microscópicos de minerales del supergrupo del pirocloro.

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


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

Minerales del supergrupo del pirocloro
Se encuentran como escasas inclusiones microscópicas irregulares evidentemente formadas por procesos secundarios. Algunas de estas inclusiones fueron analizadas por microsonda electrónica y sus resultados se encuentran en el cuadro 5 y graficados en la figura 7. En el marco de la sistemática de este supergrupo definida recientemente (Atencio et al. 2010), los resultados analíticos, indican que mayoritariamente se trata de miembros del grupo del pirocloro, con dos análisis correspondientes a minerales del grupo de la microlita. La información sin embargo, no alcanza para identificar las fases a nivel de especie, especialmente porque los totales de los análisis son bajos como suele ocurrir en los minerales metamictizados. Además, con excepción del análisis CU5AD que podría corresponder a hidroxicalciomicrolita, los restantes tienen U dominante en el sitio A, pero tanto uranopirocloro como uranomicrolita han dejado de ser especies aprobadas por la IMA (Atencio et al. 2010) hasta tanto vuelvan a redefinirse sobre materiales idóneos. Consecuentemente, la identificación es a nivel de subgrupo.

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


Figura 7: Triángulo composicional betafita-pirocloro- microlita y U-Pb-Ca con las proyecciones de las composiciones de los minerales de la pegmatita Las Cuevas.

Circón
Se encontró un cristal de color castaño oscuro de unos 5 mm que termina en una bipirámide tetragonal. Son más frecuentes las pequeñas inclusiones en minerales modalmente significativos.

Eucriptita
Esta especie fue identificada bajo el microscopio y por difracción de rayos X. Se presenta como un producto de reemplazo de espodumeno en disposición perpendicular al contacto donde exhibe textura mirmequítica.

Bismutinita
Está incluida en cuarzo reemplazada por bismutita en grados de alteración variable. También se encuentra invadiendo a tantalita a lo largo del clivaje {010} y en algunos casos transversalmente. El color es gris plomizo y el hábito fibroso a macizo.

Bismutita
Esta especie se presenta en el núcleo o en unidades de muscovita asociados a bismutinita. Constituye un material criptocristalino desarrollado en forma concéntrica que muestra cierta tendencia a adoptar un hábito fibroso. El color es variable entre amarillo a amarillo verdoso y verde oscuro y el brillo es graso a resinoso; es semiopaca.

Pirita
Este sulfuro se presenta en cristales cúbicos {100} de pirita según hematita (pseudomorfos) de 8 mm de diámetro facetados por octaedros {111} e intercrecidos con albita.

Trifilina-Litiofilita
Conforman asociaciones de nódulos que se encuentran recubiertos por fosfatos secundarios y óxidos de hierro y de manganeso. En fractura fresca es de color pardo claro, mientras que en superficies intemperizadas es pardo rosado a verdoso. Los individuos tienen formas anhedrales a subhedrales y presentan en el centro un color amarillo, blanco amarillento o verde amarillento que en sectores son naranjas, rosados o rojizos. Estas fases están asociadas a cuarzo y muscovita y son reemplazadas por rockbridgeíta, beraunita, stewartita o strunzita, fosfosiderita y apatita. Los minerales resultantes del retrabajado subsólido de trifilina-litiofilita, son similares a los determinados en el trabajo de London y Burt (1982a). Fosfosiderita, stewartita y óxidos de manganeso, que fueron reconocidos por las características físicas, son considerados por London y Burt (1982a) como resultado de la meteorización más que de alteración postmagmática. Shigley y Brown (1986) en base a trabajos experimentales determinaron que la litiofilita de grano grueso cristaliza en el interior de las pegmatitas graníticas como una fase primaria a partir de magmas saturados en volátiles. En sus resultados sugieren que la cristalización de la litiofilita desde un fundido pegmatítico es facilitado por la presencia de una fase fluida acuosa exsuelta.

Rockbridgeíta-Frondelita
(Fe+2,Mn+2)Fe4+3(PO4)3(OH)5 - Rómbico.
Representantes de esta serie están presentes en agregados de hábito fibroso radial, de color pardo rojizo y brillo vítreo con el centro de coloración verdosa y el tamaño máximo es de 0,5 mm. Se trata de un producto de alteración de trifilinalitiofilita primaria y se encuentra asociado a apatita y cuarzo. Se determinó por comparación de propiedades físicas y ópticas con ejemplares de otras yacencias certificadas y por su diagrama de rayos x que coincide con rockbridgeíta.

Stewartita
Mn+2Fe2+3(PO4)2(OH)2•8(H2O) - Triclínico. Ocurre en asociaciones de color amarillo y hábito fibroso que forman masas anhedrales como producto de alteración de trifilina-litiofilita y rockbridgeíta. La determinación de la stewartita es preliminar por comparación de propiedades físicas y ópticas con muestras conocidas.

Beraunita
Fe+2Fe5+3(PO4)4(OH)5•4H2O - Monoclínico. Esta rara especie ocurre en concreciones globulares muy pequeñas de color rojizo oscuro que se presentan tapizando espaciadamente las superficies de algunas oquedades dejadas por la lixiviación de fosfatos primarios. Su identificación está basada en sus propiedades físicas, características ópticas generales y comparación con materiales de otros yacimientos ya que el material es muy escaso.

Huréaulita
Mn5+2(PO4)2[PO3(OH)]2•4H2O - Monoclínico. Fue observada en la zona intermedia interna donde la huréaulita reemplaza a nódulos de trifilina-litiofilita que exteriormente se encuentran tapizados por pátinas de óxidos de manganeso. La huréaulita es de grano fino, color pardo rojizo, brillo vítreo a adamantino, hábito tabular y tiene clivaje al menos en una dirección. Se puede presentar en agregados con formas cristalográficas no determinables cuyas caras se encuentran estriadas. El diagrama de rayos x tiene buena coincidencia con huréaulita.

Fosfosiderita
Fe+3PO4•2H2O - Monoclínico. Este mineral es de color violeta a celeste y brillo vítreo. Atraviesa nódulos alterados formando tabiques de menos de 0,5 mm.

Óxidos de hierro
Son de color rojizo, tienen hábito terroso, tiñen a todos los minerales restantes y se asocian especialmente a fosfatos. Genéricamente son considerados como limonitas.

Óxidos de manganeso
Son de color negro, tienen hábito terroso o dendrítico y tiñen a todos los minerales presentes en el yacimiento. Ocurren esencialmente en asociación con fosfatos cuyos nódulos recubren o atraviesan en capas de pocos mm de espesor.

Mitridatita
Ca2Fe3 +3(PO4)3O2•3(H2O) - Monoclínico. Este fosfato es de color verde, se presenta en pátinas que impregnan a los minerales o en hábito botroidal y se asocian particularmente a los nódulos de fosfatos. Sin embargo, sus pátinas son bastante frecuentes también sobre las superficies de fractura de cuarzo o feldespatos en sectores de la pegmatita donde no hay nódulos de trifilina-litiofilita observables en los frentes de explotación.

En la figura 8 se representa el diagrama paragenético de los minerales de la pegmatita.


Figura 8: Diagrama paragenético de la pegmatita Las Cuevas.

CLASIFICACIÓN Y VINCULACIÓN CON GRANITOIDES FÉRTILES

Galliski (1994a) preliminarmente tipificó a esta pegmatita como de la clase elementos raros, tipo complejo subtipo espodumeno según la clasificación de Černý (1991). Las evidencias que demuestran la pertenencia a esta tipificación son la buena distribución de los minerales de Li con predominio de espodumeno sobre petalita, la relativamente baja actividad de F e indirectamente su bajo contenido (reflejado en la escasa distribución de lepidolita, la preponderancia de montebrasita sobre ambligonita y ausencia de topacio), la abundancia de Rb y Cs contenido en feldespatos potásicos y, por último, los contenidos dominantes de Ta sobre Nb en la composición de los minerales del grupo de la columbita (Fig. 5). La mineralogía detallada descripta en este trabajo permite confirmar esta asignación, que en la nueva nomenclatura (Černý y Ercit 2005) sería de clase elementos raros, subclase REL-Li, tipo complejo y subtipo espodumeno.

Dentro del distrito pegmatítico Conlara, Galliski (1994b) consideró como cuerpos asimilables o sospechables de identificarse con el arquetipo de los granitos fértiles, a los stocks graníticos de El Durazno, La Tapera y Concarán. Sin embargo, estos cuerpos no pueden ser considerados como tales para nuestro caso, por estar fuera del área de influencia de la pegmatita de este estudio. Los cuerpos de granitos más próximos a la pegmatita Las Cuevas son lentes deformados de tamaño reducido y orientados submerionalmente, ubicados unos 700 m al este y un intrusivo postorogénico integrante del batolito Las Chacras-Piedras Coloradas distante en el punto más próximo unos 4 km al sudoeste. El granito con mayor probabilidad de parentesco con la pegmatita estudiada es el situado al este, en base a que su ubicación espacial y petrografía son similares a la de otros casos como el de la pegmatita La Viquita, también próxima a diques y lentes de granitoides sincinemáticos deformados (Fig. 1).

CONCLUSIONES

En la pegmatita Las Cuevas, clasificada como de clase elementos raros, subclase elementos raros-Li, de tipo complejo, subtipo espodumeno, se reconocieron un total de once unidades (ocho zonas). En el tramo norte, la pegmatita muestra un desarrollo en capas de posición subhorizontal con una zonación mas compleja, presentando las características de una pegmatita bandeada las cuales son consideradas como casos extremos de la geometría y asimetría composicional de intrusiones zonadas, que se presentan generalmente subhorizontales y con unidades aplíticas sódicas. El desarrollo de la zonación en el sector norte puede deberse a: 1) procesos de cúmulos de cristales o estratificación del fundido diferenciado, 2) fluctuaciones de presión, 3) cristalización secuencial en desequilibrio causado por un significativo sobreenfriamiento debajo del liquidus, 4) flujos de segregación. En el tramo sur se presenta plegada y con una zonación relativamente más simple, casos en los cuales la explicación genética más aceptada indica un origen a través de cristalización fraccionada en desequilibrio o por cristalización en equilibrio eutéctico de un fundido de composición pegmatítica (London 1992). En el proceso de emplazamiento del fundido pudo haber habido inyección polipulsatoria en una cámara semicerrada como parece indicarlo la presencia de un bandeamiento de la zona externa observado en la labor E y en el techo de la pegmatita.

Después del emplazamiento y cristalización magmática pudieron haber sucedido varios procesos en estado supercrítico e hidrotermal que modificaron las paragénesis previas. Entre ellos, la turmalinización de la roca de caja, una característica que está generada por fluidos remanentes de la cristalización de la pegmatita ricos en álcalis raros y boro. La actividad de los fluidos postmagmáticos, es evidenciada también por la alteración de espodumeno y litiofilita. London y Burt (1982a, b) reconocieron que en el espodumeno la secuencia de alteración implica un metasomatismo subsolidus inicial que se produce en un ambiente alcalino, evidenciado por la albitización del espodumeno, y posteriormente un metasomatismo relativamente ácido que produce la alteración a micas. Los reemplazos pseudomórficos de espodumeno en la pegmatita Las Cuevas son idénticos en mineralogía y textura con aquellos observados en la pegmatita White Picacho (London y Burt 1982 a, b). Varias asociaciones de reemplazo en la secuencia de alteración indican que el tipo de alteración del espodumeno observado es común en pegmatitas de litio zonadas, especialmente en aquellas que contienen complejos de clevelandita o clevelandita-mica cercanas a las zonas enriquecidas con espodumeno (London y Burt 1982a, b). El metasomatismo subsólido del espodumeno y su transformación a micas ha tenido lugar con un alto grado de desarrollo y fue posible identificar un primer estadio con conversión a la asociación eucriptita+albita y un segundo donde esta asociación pasa a muscovita de grano muy fino.

La ausencia de topacio, triplita, fluorita y la presencia muy reducida de lepidolita evidencian que esta pegmatita no fue particularmente enriquecida en F.

El estudio mineralógico de esta pegmatita permitió identificar entre minerales esenciales, accesorios y secundarios las siguientes especies: cuarzo, microclino, espodumeno, albita, muscovita, lepidolita, berilo, chorlo, elbaíta, granate, zircón, eucriptita, columbita-(Mn), tantalita-(Mn), minerales del supergrupo del pirocloro y del grupo de la microlita, pirita, bismutinita, bismutita, apatita, ambligonita-montebrasita, trifilina-litiofilita, huréaulita, fosfosiderita, beraunita, rockbridgeítafrondelita, stewartita, óxidos de hierro, óxidos de manganeso y mitridatita.

Los estudios por difractometría de rayos X y microscopía óptica del feldepato potásico de la pegmatita permitieron establecer que es dominante la existencia de feldespato potásico con un alto grado de ordenamiento interno que corresponde microclino de máxima triclinidad. Este estado se alcanza por procesos de ordenamiento subsólido y está ampliamente difundido en pegmatitas de este tipo y signatura geoquímica.

Los resultados de los análisis químicos de elementos traza contenidos en feldespatos potásicos y muscovitas de las pegmatitas estudiadas, son comparables y no difieren de las trayectorias conocidas en otros distritos mundiales y nacionales para estos tipos de pegmatitas, mostrando en general un fraccionamiento lineal. Especialmente en las trayectorias de evolución geoquímica K/Rb-Cs o K/Rb-Cs/ Ba, el análisis individual de la pegmatita Las Cuevas muestra una diferenciación lineal en todas sus zonas que progresa desde las primeramente formadas al núcleo. Aqui la alteración de miembros de la serie primaria ambligonita-montebrasita y trifilina-litiofilita ha dado lugar a asociaciones muy interesantes de fosfatos secundarios. Aún cuando la identidad de todas las especies no pudieron confirmarse con difracción de rayos X, fue certificada la presencia de huréaulita, un miembro de la serie rockbridgeíta-frondelita y, con menor certidumbre, beraunita y mitridatita. También están presentes óxidos de manganeso, fosfosiderita y stewartita que son considerados como resultado de la meteorización más que de alteración postmagmática (London y Burt 1982a).

El emplazamiento de este cuerpo habría sido aproximadamente tardíocinemático respecto a metamorfismo regional que afecta el Complejo Metamórfico Conlara, y posteriormente sufrió una deformación atribuible a la fase Oclóyica. La profundidad de cristalización puede estimarse en función del rango conocido para este tipo de pegmatitas (Černý y Ercit 2005), comprendido entre 250 y 450 Kb aproximadamente. La presencia exclusiva de espodumeno, que es el polimorfo del alumino silicato de Li estable a mayores presiones que petalita (London y Burt 1982 a), estaría significando unas condiciones ubicadas en la parte superior de ese rango, a profundidades que estarían acotadas estimativamente entre los 7 - 12 km en el dominio frágil-dúctil. Los efectos exomórficos causados por los fluidos provenientes de la pegmatita consisten en turmalinización y muscovitización. El emplazamiento habría sido dominantemente forzado con evidencias como presencia de xenolitos de la roca de caja y pliegues de arrastre.

En el área de la pegmatita Las Cuevas afloran fundamentalmente dos tipos de granitos: un cuerpo lenticular deformado y orientado submeridionalmente que por cercanía y comparación con otras yacencias pegmatíticas como La Viquita podría ser considerado como parental, y los granitos postorogénicos que son claramente posteriores al origen de esta pegmatita y se encuentran a mayor distancia.

La interpretación genética de este yacimiento parte de la premisa de que las pegmatitas graníticas cristalizan a partir de fundidos ricos en volátiles y enriquecidos en diferentes grados en elementos litófilos. Existen evidencias de inhibición progresiva de nucleamiento y gran desarrollo en el crecimiento de cristales causados por alto grado de sobreenfriamiento y cambios en la composición del fundido dando lugar a texturas heterogéneas. Asimismo, los tamaños de grano muy grueso estarían en función de la densidad de nucleación provocados por cambios en la composición del fundido.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen al Dr. J. Oyarzabal, al Lic. G. Llaneza y al Lic F. Oggier por la colaboración en el levantamiento geológico y al CONICET por el otorgamiento a uno de los autores de las becas que permitieron concretar este estudio como parte de uno mayor. El Dr. P. Černý facilitó el acceso a la microsonda electrónica de la Universidad de Manitoba y la Dra. María Florencia Márquez Zavalía colaboró activamente en la obtención de los análisis químicos y sus correcciones. A los árbitros, Dra. Teresita Montenegro y Dr. Raúl Lira por la lectura crítica del manuscrito y por las importantes sugerencias que contribuyeron al mejoramiento del mismo. Los trabajos tuvieron en diferentes etapas aportes materiales de los PIP 3737, 5907 y del CONICET, y del PICT 22-21638 del FONCYT.

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