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Revista de la Asociación Geológica Argentina 61 (3): 393-407 (2006)

GEOLOGÍA Y MINERALOGÍA DE ALGUNAS PEGMATITASDEL BORDE ORIENTAL DEL DISTRITO PUNILLA, CÓRDOBAFernando COLOMBO y Raúl LIRA

CONICET - Museo de Mineralogía “Dr. Alfred Stelzner”. Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. Av. Vélez Sarsfield 299.C.P.: X5000JJC. Córdoba.E-mail: [email protected]; [email protected]

RESUMEN

Este estudio se realizó en tres pegmatitas en el borde oriental del batolito de Achala, cerca de Villa Santa Cruz del Lago, provin-cia de Córdoba. Las rocas encajonantes son monzogranitos porfíricos y equigranulares y enclaves de monzogranito hornblendí-fero. Las pegmatitas son bien zonadas y pertenecen a la clase elementos raros, tipo complejo, subtipo berilo-columbita, probable-mente dentro de la familia híbrida. En todos los cuerpos hay cuarzo, microclino ordenado, plagioclasa y muscovita (ocasionalmen-te rosada por Mn>Fe). La biotita es un accesorio muy frecuente. El berilo se clasifica como sódico-potásico pobre en álcalis, conFe en reemplazo de Al. La flúorapatita, con una marcada anomalía de Eu, contiene hasta 2,95 % de Mn y 0,77 % de Fe. La xeno-tima-(Y) forma inclusiones dentro de apatita. El granate (spessartina-almandino) es composicionalmente homogéneo. Otrosminerales accesorios son fluorita, rutilo, hematita, minerales del grupo de la columbita (generalmente Nb>Ta y Fe>Mn) conestructura desordenada, miembros del grupo del pirocloro (ricos en Nb, Pb y U), malaquita, mottramita, zircón (muy pobre enHf), crisocola, caolinita, interestratificado illita/esmectita, illita, bertrandita, kettnerita, bismutita, clinobisvanita y probablementegahnita. Inclusiones fluidas en berilo y cuarzo de la pegmatita SD-2 muestran que hubo CO2 en condiciones supercríticas en unestadío de cristalización de la pegmatita. Las soluciones tardías no tienen CO2 y registran una historia de enfriamiento. Las peg-matitas cristalizaron de un fundido peraluminoso rico en Be, con Nb>>Ta, entre 0,4 y 0,8 % P2O5 y casi sin S. El fraccionamien-to de Mn y Fe fue moderado.

Palabras clave: Pegmatitas, batolito de Achala, cristaloquímica mineral, inclusiones fluidas.

ABSTRACT: Geology and mineralogy of some pegmatites in the eastern border of the Punilla District, Córdoba province.This study has been made on three pegmatites in the eastern border of the Achala Batholith, near Villa Santa Cruz del Lago,Córdoba province. Country rocks are porphyritic and equigranular monzogranites of the Achala batholith and amphibole-bea-ring monzogranite enclaves. Pegmatites are well-zoned and are of rare-element class, complex type, beryl-columbite subtype.They probably belong to the hybrid family. Minerals found in all pegmatites include quartz, ordered microcline, plagioclase andmuscovite (occasionally pink due to Mn>Fe). Biotite is a very frequent accessory. Beryl can be classified as alkali-poor sodic-potassic beryl and has Fe replacing Al in its structure. Fluorapatite, displaying a marked negative Eu anomaly, may contain up to2.95% Mn and 0.77% Fe. Xenotime-(Y) occurs as inclusions within apatite. Garnet (spessartine-almandine) is compositionallyunzoned. Other minerals found in small quantities are fluorite, rutile, hematite, columbite-group minerals (generally Nb>Ta andFe>Mn) with disordered structure, members of the pyrochlore group (mainly Nb-, Pb- and U-rich), malachite, mottramite, zir-con (with low to null Hf), chrysocolla, kaolinite, interstratified illite/smectite, illite, bertrandite, kettnerite, bismutite, clinobisvan-ite and probably gahnite. Fluid inclusions in beryl and miarolitic quartz from SD-2 show that supercritical CO2 was present ina stage of the pegmatite evolution. Late solutions have no detectable CO2 and record a cooling history. These pegmatites crys-tallized from a Be-rich peraluminous melt, with Nb>>Ta, between 0.4 and 0.8% P2O5 and almost no S. Fractionation of Mnfrom Fe was moderate.

Keywords: Pegmatites, Achala batholith, mineral crystal chemistry, fluid inclusions.

0004-4822/02 $00.00 + $00.50 © 2006 Asociación Geológica Argentina.- 393 -

INTRODUCCIÓN

El distrito Punilla (Galliski 1994a, b, 1999)agrupa al conjunto de pegmatitas en laparte centro y norte del batolito de Achalay sus adyacencias, que se encuentran en losdepartamentos Punilla y San Alberto en laprovincia de Córdoba. Las pegmatitas mástípicas son las de la zona cercana a Tanti,entre las que se encuentran El Criollo, ElGaucho, San Judas Tadeo, Asperezas, LaMónica, Puente, El Gigante, Pergenio yDomingo Faustino Sarmiento.Con algunas excepciones, como las pegma-titas en Cerro Blanco, las reducidas dimen-siones de la mayor parte de los cuerpos,sumado a su mineralogía en general pocovariada, reservas económicas escasamentesignificativas y a la falta de rasgos muynotorios que puedan atraer la atenciónmasiva, han hecho que sean casi inexplora-das desde el punto de vista científico. Losdatos mineralógicos, en prácticamente todoslos casos, se refieren a especies raras (por ej.Gay 1968, 1973, 1990, 1993, Hurlbut yAristarain 1968, Schalamuk 1970, Gay yFranchini 1984, Gay y Lira 1987, Schalamuky Logan 1993, Gay et al. 1994, Demartin etal. 1997, Mas et al. 1999) pero la informacióndisponible sobre minerales muy distribui-dos, tales como berilo, apatita, feldespatospotásicos y micas, es muy escasa. Algunosantecedentes son los de Schalamuk (1970),Latorre et al. (1990), Bonalumi et al. (2001 a,b) y Cerný et al. (2004).En esta contribución se presentan datossobre la geología y mineralogía de trespequeñas pegmatitas representativas de losnumerosos cuerpos distribuidos en estesector, casi en el contacto oriental del bato-lito (Fig. 1). Los cuerpos estudiados son lapegmatita SD-1 (31º21´44,4´´ S,64º28´44,9´´ O), la SD-2 (31º21´56,1´´ S,64º28´51,0´´ O) y la pegmatita El Pato(31º22´10,6´´ S, 64º29´13,3´´ O). Debido ala ausencia de registros formales se les hadado nombres con el sólo propósito deidentificarlas. La pegmatita SD-1 es la men-cionada en el trabajo de Gay et al. (1994)con el nombre de Sara Dos.

GEOLOGÍA REGIONAL

El batolito de Achala aflora al oeste de la

provincia de Córdoba, abarcando aproxi-madamente 2.500 km2. Es un cuerpo elípti-co elongado en sentido NNE intruido enun complejo metamórfico de protolitospelíticos y carbonáticos de edad precámbri-ca a cámbrica (Gordillo y Lencinas 1979,Sims et al. 1998). Demange et al. (1996) handividido al batolito en cinco series o domi-nios basándose en datos radimétricos y geo-químicos. Los granitos que lo componenson de tipo calcoalcalino y peraluminoso,caracterizados por su alto contenido pro-medio de K2O, flúor y elementos trazasincompatibles, baja relación K/Rb y ausen-cia de rocas cálcicas pobres en sílice (Rapela1982, Galliski 1994 b, Dorais et al. 1997). Laroca más abundante en el batolito es unmonzogranito porfírico perteneciente a laserie Achala, llamado facies B por Lira(1987). Su edad ha sido calculada en 368 ±2 Ma (U/Pb en zircón, Dorais et al. 1997).El batolito es postorogénico y se intruyó apresiones entre 200 y 300 MPa, generandoun halo discontinuo de metamorfismo tér-mico sobre las metamorfitas regionalesencajonantes (Gordillo 1973, Baldo 1992,Galliski 1994 b).

GEOLOGÍA LOCALEn la zona hay tres facies dominantes, quese clasifican como monzogranitos según laclasificación de LeMaitre et al. (2002). Sediferencia un monzogranito porfírico degrano grueso con fenocristales de microcli-no, un monzogranito de grano medio conescasos fenocristales y un enclave de mon-zogranito hornblendífero (Fig. 1).Las primeras dos rocas se encuentran inter-caladas en el campo con contactos transi-cionales rápidos y han sido descriptas repe-tidas veces, por ejemplo por Lira (1985,1987) y Lira y Kirschbaum (1990).Los enclaves de monzogranito hornblendí-fero afloran discontinuamente dentro de lamasa principal constituida por los otros dosmonzogranitos, cubriendo un área de variascentenas de metros cuadrados (Fig. 1).Constituyen la roca de caja de la pegmatitaSD-2 y parcialmente de la SD-1. Se puedendistinguir dos variedades texturales, una confenocristales de microclino y otra carentede ellos; salvo esa diferencia presentan lasmismas características. El conteo modal de

la facies equigranular indica que la roca estáformada por cuarzo (19%), microclino(20%), plagioclasa (31%), biotita (17%),anfíbol (10%) y minerales accesorios (titani-ta, zircón, allanita, apatita, ilmenita, magne-tita, hematita y posiblemente otros minera-les opacos) (3%). Esta roca presenta simili-tudes con los enclaves descriptos más al surpor Pérez y Baldo (1994).Las pegmatitas son abundantes en la zonade trabajo; muchas son filones de pocapotencia y algunos metros de longitud y noserán descriptas. Los cuerpos mayores estu-diados aquí tienen forma tendiente a globu-lar, con una relación axial mucho menor y,al igual que los filones pegmatíticos, mues-tran una orientación predominante en sen-tido submeridiano.Las rocas de caja de estos cuerpos sonmonzogranitos porfíricos y de granomedio, con excepción de la pegmatita SD-2(intruida completamente dentro del mon-zogranito hornblendífero) y la SD-1 (encontacto con monzogranito hornblendíferoy con monzogranito porfírico). La pegmati-ta SD-2, de aproximadamente 25 m de lon-gitud en sentido E-O y unos 15 m en senti-do N-S, es el cuerpo mejor expuesto graciasa la explotación minera, lo que permitiócartografiar la zonación completa (Fig. 2).Las pegmatitas estudiadas presentan unazonación muy bien desarrollada, con zonasde borde, pared (SD-2) y dos zonas inter-medias. El núcleo aflora en la pegmatitaSD-2. Cuarzo, feldespato potásico y plagio-clasa están presentes en todas las zonas; lamuscovita es abundante, mientras que labiotita está restringida a las zonas másexternas. Salvo expresa mención, los mine-rales descriptos más adelante son comunesa los tres cuerpos.Si bien no hay un consenso absoluto, pro-bablemente la mejor clasificación para eldistrito Punilla sea la de tipo mixto ohíbrido entre las familias petrogenéticasLCT y NYF (Galliski 1994 a, b, 2000,Demartin et al. 1997, Bonalumi et al. 1998)siguiendo el esquema de Cerný (1991) yCerný y Ercit (2005). Particularmente, laspegmatitas de este trabajo son clasificadascomo pertenecientes a la clase elementosraros, tipo complejo, subtipo berilo-columbita, coincidiendo con lo publicadopor Gay et al. (1994).

F. COLOMBO Y R . LIRA394

MÉTODOS DE ESTUDIO

Los análisis de granate y muscovita fueronrealizados en la Brigham Young Universityen Provo (Utah, Estados Unidos) con unamicrosonda de electrones CAMECA-SX 50operando en modo dispersivo de longitudesde onda (WDS). Los análisis se realizaroncon potencial de aceleración de 15 kV,corriente de 10 nA (muscovita) ó 20 nA(granate) y diámetro de haz de 1 a 2 mm(granate) ó 5 mm (muscovita). Se emplea-ron las líneas K de flúorflogopita (F),jadeíta (Na), MgO (Mg), anortita (Al), orto-clasa (Si, K), escapolita (Cl), wollastonita(Ca), titanita (Ti), spessartina (Mn) y fayali-ta (Fe). Los resultados fueron procesadossegún los factores de corrección dePouchou y Pichoir (1985).

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Algunos minerales (columbita, pirocloro,xenotima, zircón) se examinaron en unmicroscopio electrónico de barrido (SEM)usando imágenes de electrones retrodisper-sados (BSE) y espectroscopía dispersiva deenergía (EDS), en la University of NewOrleans (Estados Unidos). Se usó unmicroscopio de barrido electrónico Amray1820 con un potencial de aceleración de 25kV. El tiempo de conteo de los espectros deEDS fue de 60 segundos.Los análisis por espectroscopía de emisiónatómica con fuente de plasma de argón aco-plado inductivamente (ICP) y espectrome-tría de masas (MS) se realizaron enActivation Laboratories Ltd. (flúorapatita) yXRAL Laboratories (berilos), ambos enCanadá. Los berilos se analizaron tambiéncon activación neutrónica instrumental

(INAA) en XRAL Laboratories.Los índices de refracción se midieron conluz blanca.Los patrones de difracción de rayos X depolvos se hicieron en el INFIQ (Universi-dad Nacional de Córdoba) con un difractó-metro Rigaku Mini-Flex, con radiación CuK filtrada con Ni, operando a 30 kV y 15mA. En todas las muestras se empleó cuar-zo como estándar interno, agregado a lamuestra en un segundo barrido. Las dimen-siones de celda se calcularon con el progra-ma Fullprof (Rodríguez-Carvajal 1990),usando el método de Le Bail (Le Bail etal. 1988) para berilos y apatita o Rietveld(Rietveld 1969) para los feldespatos ycolumbita. Los errores informados fue-ron multiplicados por el SCOR, un factorde corrección propuesto por Bérar y

Figura 1: a - Localización del área de estudio (recuadro) en el contacto oriental del batolito de Achala (gris), dentro de la provincia de Córdoba. b)Ubicación y acceso a la zona donde afloran las pegmatitas estudiadas. c) Mapa geológico del sector, con la localización de las tres pegmatitas de esteestudio (SD-1, SD-2 y El Pato). El contacto oriental del batolito de Achala está cubierto por el embalse San Roque.

Lelann (1991) para evitar valores irreal-mente pequeños.Para confirmar la presencia de columbitase calentó una muestra a 1000ºC por 16horas, según lo propuesto por Nickel etal. (1963) y Cerný et al. (1986). Se usóatmósfera de Ar para impedir la oxida-ción, ya que el material se hallaba fina-mente pulverizado.Para el análisis microtermométrico seempleó una platina de calentamiento-enfriamiento marca Fluid Inc. (+700ºC a–196ºC) calibrada con patrones sintéticosSYN FLINC, montada en un microsco-pio marca Leitz. Se procedió a calentarlas muestras y se registraron las tempe-raturas de homogeneización parcialThPARCIAL (en inclusiones portadoras deCO2) y las temperaturas de homogenei-zación total ThTOTAL.

MINERALOGÍA DE LASPEGMATITAS

Los constituyentes principales son cuarzo,feldespato potásico y plagioclasa, cuyas pro-porciones relativas varían dependiendo delas zonas consideradas.El cuarzo aparece en todas las zonas, defi-niendo además un núcleo casi monomine-rálico. Se presenta en masas informes, creci-mientos gráficos y cristales euhedrales enlas escasas miarolas. Forma además pseudo-

morfosis de cuarzo + bertrandita + musco-vita según berilo.El microclino se encuentra en masas pertí-ticas anhedrales a subhedrales. Puede for-mar intercrecimientos gráficos con cuarzo,de textura fina a muy gruesa. Es apenastranslúcido a casi opaco, y los colores varí-an entre rosado claro a intenso, pardo ana-ranjado pálido, blanquecino o amarillento;ocasionalmente hay zonación cromáticaconcéntrica en un mismo cristal.Mediante difracción de rayos X se calcula-ron los parámetros de celda de nuevemicroclinos, así como algunas característi-cas estructurales (Cuadro 1). Las muestraspresentan las características típicas demicroclinos pegmatíticos, agrupándosecerca del extremo del microclino completa-mente ordenado (“microclino máximo”)(Fig. 3). El Al se encuentra ordenado en elsitio t10 (0,886<t10<0,980). Se calcularonlos valores de Strain Index, un parámetropropuesto por Kroll y Ribbe (1987) paracuantificar tensiones en la celda unidad defeldespatos originadas por la desmezcla enuna fase sódica y otra potásica de un cristalinicialmente homogéneo. Los valores bajosde Strain Index indican que dichas tensionesson leves a moderadas. Los valores de NOr(fracción molar de ortosa) mayores a 0,95(excepto la muestra 304) indican que seprodujo un reequilibrio composicional encondiciones subsólidus. Algunas muestras

(por ej. 401 y 502) son muy ricas en XOrpero su distribución Al/Si no es tan evolu-cionada como otras, señalando que el refi-namiento composicional continuó hastatemperaturas demasiado bajas para permitirla movilidad de Al y Si en la estructura.No se observan tendencias si se considerala relación entre la posición de la muestra enla pegmatita y sus características estructura-les y composicionales (calculadas con datosde difracción de rayos X). Tampoco se dife-rencian las muestras 304 y 502, tomadas enáreas donde fue evidente la acción de flui-dos (presencia de miarolas, fuerte alteraciónde berilo).La plagioclasa se presenta en masas infor-mes anhedrales a subhedrales, con coloresmuy similares a los del microclino. Lospicos de difracción atribuibles a una fasesódica en desmezcla pertítica dentro delmicroclino corresponden a los de albitaordenada (“albita baja”).En la pegmatita SD-2 se encuentran crista-les de albita en pequeñas drusas junto amuscovita gris o verdosa y, excepcional-mente, muscovita rosa y fluorita. La medi-ción de parámetros ópticos la clasificacomo An05 aplicando el método de Tsuboi(en Nesse 1991). Por su yacencia es proba-blemente el término más sódico de los pre-sentes en las pegmatitas estudiadas.La muscovita se presenta desde la zona deborde hasta los contactos con el núcleo oen venillas que lo atraviesan, de típico colorgris plateado. Forma cristales tabulares cor-tos con las formas {110}, {010} y {001},incluidos o en miarolas. El hábito máscomún es en masas laminares anhedrales asubhedrales, a veces divergentes, nucleadasen parte sobre cristales de microclino. En lapegmatita El Pato se encuentran agregadosde aspecto fibroso y otros en abanico cuyasláminas se curvan en la periferia, formandomasas de superficie botroidal. Tambiénforma parte de las pseudomorfosis segúnberilo antes mencionadas, en este caso decolor verde oliva.En la escombrera de la pegmatita SD-2 sehalló una masa de cuarzo blanco con unapequeña cavidad con cristales de albita aso-ciados a un mineral escamoso compactocolor lila claro. Los análisis químicos(Cuadro 2) indican que se trata de muscovi-ta rosada, sin Li, cuyo color se debería a la


Figura 2: Corte aproximadamente E-O (mirando al norte) de la pegmatita SD-2. Se indican lossitios de extracción de las muestras mencionadas en este trabajo. Kfs: microclino, Brl: berilo, Ap:flúorapatita, Grt: granate, Qtz: cuarzo. Nótese que las zonas intermedia externa e interna, clara-mente diferenciables en el sector oeste del cuerpo, se fusionan en una única zona intermedia en lamitad oriental de la pegmatita.

dominancia de Mn3+ sobre Fe2+ en ausen-cia de Fe3+ (Deer et al. 1992).Los minerales de la serie de la biotita seencuentran en las zonas de borde, pared eintermedia, pero no cerca del núcleo.Forman cristales planos euhedrales a anhe-drales, en forma de listón en la zona deborde pero más anchos en las otras, quealcanzan los 25 cm de longitud.Entre los accesorios, uno de los más abun-dantes es el berilo, el cual fue el motivo deldenuncio de las propiedades mineras.Aparece como cristales incluidos que mues-tran la forma {100} dominante, rematadapor el pinacoide {001}. Raramente estánpresentes {101} y {210}. Son comunes loscristales que se afinan hacia un extremo obien quebrados con desplazamiento previoa ser nuevamente soldados. Excepcional-mente se encuentran cristales huecos con elnúcleo de microclino. Los colores que pre-senta, en orden más frecuente de aparición,son diversos tonos de verde claro, amarillopálido a intenso y celeste a casi incoloro.Los cristales son translúcidos debido anumerosas fracturas apretadamente distri-buidas y a inclusiones sólidas y fluidas, muyabundantes, paralelas al eje c.


Aunque este mineral ha sido explotado ennumerosas pegmatitas, no hay análisis quí-micos publicados. Por ello se analizaronparcialmente 3 cristales provenientes de lapegmatita SD-2 y seleccionados para repre-sentar las diferentes zonas y coloraciones:-A9: berilo celeste muy pálido, de la zona depared. Asociado a cuarzo y microclino.-R: berilo verde claro incluido en cuarzogris, de la zona intermedia externa.-U: cristal amarillo intenso de la zona inter-media, incluido en microclino y con musco-vita adherida. Luego de unas horas decalentamiento en aire a temperatura cercanaa 360ºC (con un máximo de 398ºC) se obser-vó que el color cambió a celeste grisáceo.En las muestras analizadas (Cuadro 3) elúnico elemento que reemplaza al aluminioen cantidades apreciables en los sitiosoctaédricos es el Fe, estando el Mg muysubordinado. Otros elementos de reconoci-da capacidad cromófora (como Cr, V o Mn)o que pueden sustituir en cantidades impor-tantes al Al (por ejemplo el escandio) estána nivel de trazas o por debajo del límite dedetección instrumental. Lo mismo sucedecon el P, que puede sustituir al Si en lossitios tetraédricos.

En cuanto a los álcalis, alojados en canalesde la estructura, se observa un marcadopredominio del Na, con cantidades meno-res de Cs y K y muy poco Rb. Siguiendo elesquema citado en Deer et al. (1992) se lospuede clasificar como berilos sódico-potási-cos pobres en álcalis. Se analizaron ademásnumerosos otros elementos (Y, Sb, Cd, Sn,W, Pb, Au, As, Se, Mo, Ag, La, Ce, Nd, Sm,Eu, Tb, Yb, Lu, Hf, Ta, Hg y Th), los cua-les se presentan en cantidades extremada-mente bajas (en el umbral de detección opor debajo de éste) y que han sido omitidos

CUADRO 1: Constantes de celda unidad y algunos parámetros calculados a partir de ellas para feldespatos potásicos de la pegmatita SD-2.

Figura 3: Ubicación de las muestras estudiadasde feldespato potásico, cerca del extremo delmicroclino ordenado en el diagrama b-c deWright y Stewart (1968). LM: microclino orde-nado (low microcline), S: sanidina.

N Or: porcentaje molar de ortosa (calculado con la ecuación 11 de Kroll y Ribbe 1983). Triclinicidad A calculada según Goldsmith y Laves (1954), B segúnMcGregor y Ferguson (1989). La distribución de Al y Si se calculó con las ecuaciones 6 y 12 de Kroll y Ribbe (1987). El Strain Index se obtuvo con la ecua-ción 25 de Kroll y Ribbe (1987). Procedencia: ZP: zona de pared; ZIE: zona intermedia externa; ZII: zona intermedia interna; N: núcleo.

por carecer de importancia cristaloquímica.Los parámetros de red de los tres cristalesanalizados aparecen en el Cuadro 4. La rela-ción axial c/a entre 0,997 y 0,999 indica queestos berilos no poseen sustitucionesimportantes en los sitios tetraédricos nioctaédricos, según los intervalos estableci-dos por Aurisicchio et al. (1988).Se midieron los índices de refracción delas tres muestras (Cuadro 4), dando valo-res típicos de berilos pobres en álcalis(Deer et al. 1992). En ningún caso seobservó comportamiento óptico anómalo,aunque los tres diagramas de difracción derayos X muestran picos de muy baja

intensidad que violan la simetría P6/mcccomúnmente aceptada para el berilo (cf.Colombo et al. 2004).La composición de las tres muestras refleja elbajo grado evolutivo y signatura geoquímicapobre en Rb y Cs de la pegmatita SD-2.Los minerales del grupo del granate estándispersos en varias pegmatitas, si biennunca en cantidades importantes. Es másabundante en la mina SD-2, donde formacristales de hasta 4 cm de diámetro en lazona de pared o intermedia externa.Domina la forma {211} modificada por{110}. Excepcionalmente los cristales estáncompletos, pero lo más frecuente es que

estén deformados por contacto y atravesa-dos por numerosas fisuras apretadamenteespaciadas. El color es rojo con tinte par-dusco, aunque comúnmente las caras y lasfisuras poseen una película negra. Nomuestra comportamiento óptico anómalo ycasi no posee inclusiones.Mediante microsonda de electrones se rea-lizaron 46 análisis (desde un borde hasta elborde opuesto, pasando por el núcleo) enun cristal de 10 mm de diámetro incluido encuarzo y asociado a muscovita. La compo-sición es homogénea y rica en Mn y Fe(spessartina + almandino > 98%, sp>al).En el Cuadro 5 se presentan los cinco aná-lisis que registran el contenido molecularmás elevado de almandino, spessartina,piropo, grosularia, andradita y uvarovita(notar que el análisis 40 posee el contenidomayor tanto de la molécula piropo como deandradita). El Ti (ignorado en el cálculo delos % moleculares) se encuentra en prome-dio como 0,013 a.p.u.f. (átomos por unidadde fórmula), correspondiente a 0,11% enpeso, con un mínimo de 0,010 y un máximode 0,017 a.p.u.f.El rutilo es muy escaso; se encontró comohaces planos de cristales aciculares de hasta0,3 mm de largo, de color pardo dorado ybrillo metálico. Están orientados en tresdirecciones a 120º entre sí, incluidos enmuscovita de la zona intermedia externa dela pegmatita SD-2.El zircón es un accesorio raro, siempre enmasas y cristales milimétricos de color roji-zo, donde se observan las formas {110} y{101}. Carece de fluorescencia. MedianteEDS se observó que el Hf está presente enmuy bajas concentraciones, en algunoscasos por debajo del límite de detección.También se hallaron, aunque no en todoslos puntos, pequeñas cantidades de Fe, Ca,Yb y U. Esto indica que algunos zirconestienen un bajo grado de alteración (Hoskiny Schaltegger 2003).Los minerales del grupo de la columbita(se hará referencia a ellos más adelantecomo columbita) se encuentran como esca-sos cristales de hasta ~1 cm frecuente-mente asociados a berilo. En imágenes deBSE se observa que hay tanto cristaleszonados (Fig. 4) como homogéneos, aun-que éstos son más raros; dominan lascomposiciones con Nb>Ta y Fe>Mn, en


CUADRO 2: Análisis químicos de muscovita rosada de la pegmatita SD-2.

*calculado con la fórmula de Tischendorf et al. (1997): %Li2O = 0,3935 F1,326 (r2 = 0,843) donde Fes el % en peso de flúor. a.p.u.f. = átomos por unidad de fórmula.

coincidencia con lo observado porGalliski y Cerný (1999), aunque se regis-traron puntos con Ta>Nb (tantalita). Elúnico otro elemento que pudo ser detecta-do con EDS es Ti.En este estudio sólo fue posible realizardifracción de rayos X de polvos en unaúnica muestra, dado que las otras se pre-sentan en cristales muy pequeños o quí-micamente zonados. El patrón de difrac-ción de rayos X de la muestra sin calen-tar coincide perfectamente con el decolumbita o ixiolita. Luego del calenta-miento a 1000ºC por 16 horas se obser-van los picos de la columbita con unmayor grado de ordenamiento sumadosa reflexiones de varias fases no identifi-cadas que no difractan en la muestranatural, por lo que se infiere que sonmetamícticas y que han recristalizadodurante el tratamiento térmico, o bienque se han formado durante éste. Paraexaminar la homogeneidad de la muestrase obtuvieron imágenes de SEM-BSE deuna porción de la misma (sin tratamien-to térmico), en la que se observaronferrocolumbita, zircón y apatita asocia-dos a un agregado de minerales íntima-


mente mezclados cuyos espectros deEDS indican la presencia (no necesaria-mente simultánea) de U, Nb, Ta, Y, Ti,Pb, Ca y Fe en proporciones variables.Con respecto a columbita, los paráme-tros de red de la muestra natural [en Å, a= 14,188(3), b = 5,718(1), c = 5,118(1)] laubican cerca del extremo desordenadorico en Fe y Nb en el gráfico propuestopor Cerný y Ercit (1989), en concordan-cia con su espectro de EDS (Nb>Ta,Fe>Mn).El grupo del pirocloro se encuentrarepresentado por especies ricas en Pb yU, en general con Nb>Ta (subgrupo delpirocloro), aunque hay algunos granoscon Ta>Nb (subgrupo de la microlita).Son metamícticos, pero su cristalinidadse recupera por calentamiento a 700ºCdurante 1 hora (H. D. Gay, comunicaciónpersonal). Columbita, pirocloros y fasesasociadas están siendo estudiados conmás detalle y los resultados serán publi-cados en otra contribución.En contraste con otras pegmatitas relati-vamente cercanas, los fosfatos son esca-sos en los cuerpos de la zona estudiada.El principal es apatita, como cristales

incluidos con caras irregulares que mues-tran el típico color verde grisáceo oscu-ro, a veces con una zona externa máspálida. En muestras de mano es apenastranslúcida. Posee fluorescencia anaranjadabajo la luz ultravioleta de onda corta y larga,siendo notablemente más brillante lacubierta pálida de los cristales que el núcleo.En otros casos aparece en cristales tabula-res centimétricos de color blanco grisáceo,como en la pegmatita El Pato.Los espaciados reticulares de la apatitade la mina SD-2 coinciden con los de laflúorapatita; los parámetros de la celdaunidad son (en Å) a = 9,3626(4), c =6,8478(4).Los índices de refracción de la apatita dela mina SD-2 son: = 1,641(3) y =1,638(3). El triángulo propuesto por Deeret al. (1962) permite clasificarla como unmineral del grupo de la apatita con Fdominante sobre (OH) y Cl (flúorapatita).Se realizó un análisis químico de algunoselementos (Cuadro 6) en la misma mues-tra a la que se realizaron estudios ópticosy de difracción de rayos X. Entre los ele-mentos que sustituyen al Ca2+ en laestructura de la apatita se destaca el altocontenido de Mn, común en las apatitasde origen pegmatítico (Deer et al. 1992).Según Sha y Chappell (1999), el coefi-ciente de partición del Mn entre la apati-ta y el magma se incrementa marcada-mente a medida que éste último se vuel-ve peraluminoso y supera el 73% deSiO2, condiciones que se cumplen en losfundidos pegmatíticos. La reducción delvalor de c de la celda (c = 6,848 Å com-parado con 6,884 Å en la flúorapatitaidealmente pura) puede estar causadopor la sustitución de Ca2+ por Mn2+

(McConnell 1938). El tenor de Fe tam-bién es alto (0,77 %).

CUADRO 3: Análisis químicos parciales de berilos de la pegmatita SD-2. CUADRO 4: Índices de refracción y pará-metros de celda unidad de berilos de la peg-matita SD-2.

Al, Fe, Mg y Ca expresados como % en peso de óxido. Los otros valores están en ppm. *: analizadopor INAA; +: analizado por ICP. <x = valor por debajo del límite de detección instrumental. n. a.:no analizado.

De la comparación con los datos deSchalamuk (1970) y Latorre et al. (1990)surge que en las apatitas del distritoPunilla no hay una correlación claraentre color y contenido de Mn o Fe, apesar de que Deer et al. (1992) indicanque el Mn2+ produce tonos rosado claroa azul, Mn3+ azul, y Mn7+ violeta, mien-tras que la combinación de Fe2+ y Fe3+

causa tonos verdes. La dominancia de Mnsobre Fe debería causar tonos azules o vio-letas, lo que no se observa en las muestrasanalizadas. Esta falta de relación ya fueobservada anteriormente por Simmons etal. (2002), quienes sugieren que el color delas apatitas es debido, además, a la interre-lación con otros factores, tal como defec-tos estructurales.Otro elemento que reemplaza al Ca2+ es elNa+, aunque debido a la diferencia de carganecesariamente debe producirse una susti-tución apareada. Sha y Chappell (1999) pro-ponen dos mecanismos:

elementos de tierras raras (trivalentes) +Na+ 2 Ca2+ [1]

Na+ + Al3+ 2 Ca2+ [2]

La sustitución [1] no puede ser comproba-da por no disponerse de un análisis comple-to de elementos de tierras raras e Y en laapatita pura.La sustitución [2] se produce en magmas

peraluminosos, donde el exceso de Al3+

favorece la incorporación de Na+ en la apa-tita. Asumiendo que esas sean las únicassustituciones por las que se incorporan Nay Al a la apatita, la relación Na/Al molar =17,1 indica que gran parte del Na+ se incor-pora por la sustitución [1]. Aún así hay unexcedente de Na, por lo que es probableque haya una contribución del Na conteni-do en solución probablemente cloruradadentro de las inclusiones fluidas, muy abun-dantes en el mineral. Éstas podrían alo-jar, además, K y Mg.En la Fig. 5 se observa el patrón de dis-tribución de algunos elementos de tierrasraras normalizados a condrito usando losvalores de Boynton (1984). Dicho patrónes convexo hacia arriba(LaN/SmN =0,78), con un leve predominio de los elementos de tierras raras livianos(LaN/LuN = 2,22) y anomalía negativamarcada de Eu. Tanto el patrón de distri-bución de los elementos de tierras rarascomo las relaciones antes mencionadascoinciden totalmente con los de apatitade los granitos I félsicos y S, según losvalores de Sha y Chappell (1999).El contenido de Sr en apatita reproduceel de la roca que lo contiene (Sha yChappell 1999). El fundido pegmatíticoes una de las últimas fracciones en crista-lizar y como tal se encuentra empobreci-

do en Sr, lo que se refleja en los 26,6 ppmde Sr de la apatita. Otros elementos quereemplazan al Ca2+ y que están en concen-traciones extremadamente bajas son U(22,7 ppm), Th (56,3 ppm) y Pb (12,5 ppm).Entre los elementos que sustituyen al Pse analizó V y As. El contenido de V (42ppm) es alto comparado con el promediopara los granitos félsicos de tipo S e I(<2 ppm). Lo mismo sucede con el As(37,3 ppm en la apatita de la SD-2 contra<4 ppm en los tipos de granitos mencio-nados arriba). Esto podría indicar unafugacidad de oxígeno más elevada que latípica para los granitos I félsicos y S; enestas condiciones, el estado de oxidaciónde los metales es V5+ y As5+, por lo quereemplazan al P5+ sin necesidad de sustitu-ciones apareadas (Sha y Chappell 1999).Usando imágenes de BSE se detectóxenotima-(Y), muy escasa, como granosredondeados de hasta ~25 µm, incluidosen flúorapatita. Su espectro de EDSmuestra P e Y dominantes, con cantida-des muy pequeñas de Ca, Dy y Er. Es elprimer hallazgo de este mineral en pegmati-tas de este distrito; la presencia de xenotimaen sedimentos aluviales provenientes degranitoides de la Pampa de Achala fueinformada por Kirschbaum (1992).A pesar de las inclusiones de xenotima-(Y), se considera que los valores de ele-mentos de tierras raras medidos en lamuestra total de flúorapatita son válidosporque: 1) la xenotima-(Y) es extremada-mente escasa; 2) no se observan anomalí-as en los elementos de tierras raras pesa-dos, como ocurriría si la influencia de laxenotima-(Y) fuera importante; 3) loselementos que se detectaron en el EDS(Y, Er, Dy) no han sido considerados. Elanálisis de la apatita (muestra total) arro-jó un valor de Y de 3460 ppm, próximoal límite superior del intervalo que Sha yChappel (1999) hallaron para pegmatitasde granitos I y S félsicos. Debe tenerse encuenta que el Y puede entrar en sustitu-ción del Ca2+ en la estructura de la apa-tita, por lo que no todo el Y medido en lamuestra correspondería a xenotima-(Y).El contenido muy bajo de Zr indica quela muestra de apatita no tiene contamina-ción con zircón, otro mineral que con-centra elementos de tierras raras.


Figura 4: Grupo divergen-te de cristales zonados deminerales del grupo de lacolumbita (imagen deelectrones retrodispersa-dos). Los diferentes tonosde gris reflejan variacio-nes en la relación Nb/Ta(cuanto más claro, másTa). La columbita estáasociada a zircón (Zrn) y agranos de un mineralsecundario del grupo delpirocloro (MGP).

Dentro de algunos cristales de berilo de laspegmatitas SD-2 y El Pato aparecen escasosoctaedros de hasta 20 µm de largo, total-mente transparentes, de color verde oscuroy fuerte relieve. Análisis químicos por ICPde granos de tres cristales de berilo de lamina SD-2 (cuadro 3) han determinadoconcentraciones de Zn de entre 50 y 199ppm, coincidiendo el mayor valor con elcristal donde los octaedros son más abun-dantes. Basándose en sus propiedades ópti-cas, cristalografía y contenido de Zn queaparece en los análisis se identifica tentati-vamente a estos cristales como gahnita.La malaquita es poco común. Se la encon-tró en la mina SD-1, como agregados com-pactos radiales de cristales aciculares detípico color verde asociados a crisocola y"limonita". Su identidad se confirmómediante difracción de rayos X.La crisocola forma masas compactastranslúcidas de color azul verdoso o biencostras porcelanáceas entre láminas demuscovita. Se asocia a malaquita y ¨limo-nita¨, siendo todas ellas fases secundariasderivadas de la alteración de hematita yprobablemente de algún sulfuro de cobreprimario del que no se encontraron relic-tos (en las pegmatitas de Cerro Blanco,distantes unos 10 km al oeste, se encuen-tra calcopirita).Hematita aparece en la mina SD-1, escasa-mente representada, como masas informesde hasta 5 cm de longitud.En el microclino de la zona intermediade la pegmatita SD-2 se encontró unacavidad de aproximadamente 15 cm de


diámetro y forma redondeada, recubiertade cristales de cuarzo con incrustacionesde muscovita y feldespato potásico,estando el conjunto recubierto de argilo-minerales [illita 54 %, caolinita 33 % y13% de un interestratificado illita/esmec-tita tipo R0 (30 % de capas de illita y 70% de capas de esmectita)]. El origen deestos argilominerales se relaciona con laacción de una fase hidrotermal póstumasobre los feldespatos presentes en la mia-rola, de los cuales quedan sólo relictos.Algunos minerales han sido objetos depublicaciones previas, por lo que noserán descriptos aquí (“duhamelita”: Gayet al. 1994; bertrandita: Colombo y Lira2002; kettnerita, bismutita y clinobisvani-ta: Colombo et al. 2002). Debe aclararse

que la duhamelita ha sido desacreditadacomo especie mineral, por haberse compro-bado que se trata de una variedad rica en Bi yCa de la mottramita (Krause et al. 2003).

Inclusiones fluidas en la pegmatita SD-2

Se estudiaron inclusiones fluidas en berilo ycuarzo de la pegmatita SD-2, en láminascortadas en direcciones cristalográficasconocidas y pulidas de ambos lados. Lamuestra de berilo, cortada paralelamente aleje c, es parte del cristal estudiado en elapartado de mineralogía (berilo U). Se hizoun reconocimiento de temperaturas deentrampamiento y no se dispone de datosde salinidad.El cuarzo fue encontrado en una cavidad

Figura 5: Patrón de elementos de tierras raras(normalizados a condrito usando los valores deBoynton 1984) de flúorapatita de la pegmatitaSD-2.

CUADRO 5: Análisis químicos de granate de la pegmatita SD-2.

En negrita se señalan los contenidos moleculares más elevados.

0,25

redondeada de unos 15 cm de diámetrodentro de la pegmatita, en la zona interme-dia. Es un cristal de unos 3 cm de largo, decolor pardo claro, que posee zonas de creci-miento y cuyas caras son rugosas; sobreellas crecen láminas de muscovita y hayfragmentos de feldespato potásico. Se cortóuna lámina perpendicularmente al eje c.Ni en el cuarzo ni en el berilo se produjodecrepitación durante el calentamiento.Inclusiones fluidas en el berilo: en toda la mues-tra se encuentran numerosas cavidades alar-gadas paralelamente al eje c (Fig. 6-A, B, C yD), algunas extremadamente delgadas, relle-nas con fases sólidas no identificadas y conclaras evidencias de haber sufrido estrangu-lamiento y posterior recristalización de lasparedes para dar formas que se aproximana un cristal negativo.El grosor de estas cavidades oscila entremenos de 2,8 µm y 14 µm, con una longi-

tud muy variable pero que puede exceder590 µm. Ocasionalmente poseen algún flui-do (solución salina ± CO2 fluido y/o gase-oso) (Fig. 6-A, B). Las fases cristalinas defi-nen en general segmentos perpendicula-res al alargamiento (Fig. 6-A, B). Muchasde estas inclusiones muestran caracterís-ticas texturales ambiguas y podrían serinterpretadas como primarias, pero unexamen detallado de la muestra indicaque hay toda una transición entre inclu-siones ocupadas solamente por sólidos ylas rellenas por fluidos (gas ± soluciónsalina). Los fenómenos de estrangula-miento y recristalización han progresadoal punto de obliterar la mayor parte de laevidencia sobre su origen. Esto afectatambién a otra población de inclusionesfluidas que raramente contienen cristalesy que no están dispuestas de manera evi-dente a lo largo del eje c, pero que mues-

tran fenómenos de estrangulamiento yrelaciones de llenado marcadamentediferentes (Fig. 6-D).Otro grupo está constituido por inclusio-nes fluidas dispuestas en fracturas. Suscaracterísticas pueden ser constantesdentro de algunos planos, formandopoblaciones que se diferencian de otraspor su morfología, existencia de cristaleshijos, presencia de CO2 líquido, etc.Se midieron las características microtermo-métricas de inclusiones fluidas secundariasen un plano de fractura que presentan CO2líquido + solución acuosa + gas. Fueronseleccionadas porque el conjunto presentavalores similares de grado de llenado (F) yrelación de fases, lo que indicaría que larecristalización de la fractura ocurrió porencima de la curva solvus del sistema H2O-CO2-NaCl.Son inclusiones de forma alargada, que lle-


Figura 6: Fotomicrografías de inclusiones fluidas (polarizadores paralelos): a) Inclusiones en berilo paralelas al eje c, carentes de fluidos y rellenas defases cristalinas. Algunas de ellas podrían ser inclusiones de fundido desvitrificado; b) Ídem a. La inclusión mayor perdió fluidos por migración yestrangulamiento (nótese el rastro que se extiende hacia el margen derecho de la fotografía), dejando sólo cristales. La inclusión más pequeña poseeCO2+ solución acuosa salina, sin sólidos. Posiblemente ambas estén genéticamente relacionadas, y las inclusiones pequeñas contengan fluidos quemigraron de las inclusiones primarias polifásicas; c) Inclusión con CO2 (vapor y líquido) + solución salina en berilo; d) Conjunto de inclusiones alar-gadas paralelamente al eje c del berilo hospedante. Observar la multiplicidad de fases cristalinas que contienen y la forma ahusada debido a estran-gulamiento. Dispersas entre las tubulares hay un conjunto de inclusiones más pequeñas, redondeadas y con relaciones de llenado muy diferentes entresí, probablemente debido a estrangulamiento; e) Inclusión primaria en cuarzo con forma de cristal negativo, en el núcleo del cristal (población I),con solución salina y vapor de H2O. f)- Inclusiones primarias de forma irregular en el borde del cristal de cuarzo (población II), con solución sali-na y vapor de H2O.

gan a medir 22 µm de largo y con unarelación de llenado F en general menor a0,5. La homogeneización del CO2 líqui-do y el gas se produce a fase gaseosa a30,9 ºC ( = 0,2 ºC, n = 12), indicandouna densidad muy cercana pero inferior ala crítica. La homogeneización total(ThTOTAL) se produce a fase gaseosa a363 ºC ( = 13ºC).Inclusiones fluidas en el cuarzo: el cristal decuarzo presenta dos poblaciones diferen-ciables en base a su forma, grado de lle-nado y disposición dentro de la muestra.En el núcleo se encuentra la población I,caracterizada por la forma de cristalnegativo muy bien desarrollada, en agru-paciones dispersas tridimensionalmente(Fig. 6-E). Pueden superar los 100 µm delargo. Las Th son muy homogéneas, conun promedio de 333 ºC ( = 3 ºC, n =12). No poseen cristales hijos y no seobserva CO2, aunque al no haberse apli-cado enfriamiento no puede descartarsefehacientemente su presencia en peque-ñas proporciones.En la periferia del cristal hay zonas decrecimiento, definidas por planos deinclusiones fluidas paralelos a direccionescristalográficas y que se cortan mutua-mente pero sin llegar hasta el borde delcristal. Las inclusiones fluidas poseenformas ameboidales planas, alargadas obien muestran tendencia a morfologíasde cristal negativo, con una dimensiónmáxima de 78 µm (Fig. 6-F). Muchasmuestran estrangulamiento, pero la rela-ción de fases constante indica que éste seprodujo con anterioridad a la separaciónde la fase gaseosa. Esta segunda pobla-ción posee mayor dispersión, con una Thpromedio de 295 ºC ( = 10 ºC, n = 20


mediciones). No se observan cristaleshijos ni CO2.

Interpretación de los datos de las inclu-siones fluidas

Las inclusiones en el berilo orientadas para-lelamente al eje c no conservan sus caracte-rísticas originales debido a migración yfenómenos de disolución-reprecipitación.Los numerosos cristales hijos precipitados apartir de la solución señalan una elevadasalinidad. Algunas de estas cavidades alojanH2O+CO2, pero en general domina elagua. No se descarta que algunas de estasinclusiones polifásicas representen gotas defundido cristalizado.La estructura del berilo posee canalesparalelos al eje c donde se pueden alojarmoléculas de H2O (y CO2 en menor pro-porción). A 400 ºC el H2O que estáestructuralmente ligada en los canalescomienza a segregarse en un fluido concaracterísticas de gas, y puede migrar a lolargo del canal si los iones intersticialesallí presentes se mueven y dejan de obs-truirlo (Aines y Rossman 1984). Lasinclusiones fluidas del berilo con relacio-nes variables de llenado y que poseen unasolución salina ± gas ± CO2 líquido ±sólidos (precipitados posteriormente)son atribuibles a la migración de estoscomponentes a lo largo de canales capila-res paralelos al eje c, favorecidos tantopor la baja viscosidad del fluido comopor la debilidad estructural en esa direc-ción.En algún momento durante la cristaliza-ción de la pegmatita se exsuelve un flui-do con cantidades importantes de CO2pero de menor salinidad (evidenciado

por la ausencia de cristales hijos), el cualrellena fracturas. La presencia persistentey la concentración elevada de CO2 en losfluidos de pegmatitas graníticas comple-jas demuestran que el CO2 juega unpapel fundamental en su génesis (por ej.Smerekanicz y Dudás 1999).En algún momento el CO2 debió ser eli-minado del sistema, porque está ausenteen las inclusiones fluidas del cuarzo mia-rolítico. El cristal de cuarzo muestra unavariación de aproximadamente 38 ºCentre las Th de las inclusiones fluidas enel núcleo y en las zonas de crecimientoperiféricas. El análisis estadístico de com-paración de medias de dos poblacionescon varianzas diferentes y muestras dedistinto tamaño, arrojó que la diferenciaentre las Th de las IF del núcleo y la peri-feria son estadísticamente significativas.Las miarolas son una evidencia indiscuti-da de la presencia de una solución salinaexsuelta en el magma (por ej. London1992, Candela 1997), por lo que las inclu-siones fluidas medidas en el cuarzo apor-tan datos sobre el estadío hidrotermal dela pegmatita.En definitiva, la secuencia muestra unadisminución de la salinidad y XCO2 delfluido a medida que se enfría.Se han publicado trabajos sobre inclusio-nes fluidas en berilo, topacio, cuarzo(masas informes y en cristales idiomor-fos), apatita y genthelvita procedentes depegmatitas cercanas a las de este estudio(Mas y Peral 1988, 1998; Peral y Mas1994, 1996 a, b, Peral et al. 2000). Enellos no se detectó la presencia de otrosgases más que el vapor de H2O y CO2.Los datos de inclusiones fluidas publica-dos y los de este trabajo muestran:- la participación de un fluido con pro-porciones variables, y en ocasiones muyelevadas, de CO2. Presencia de fluidosen condiciones supercríticas.- intervalos similares de temperatura(suponiendo que la corrección por pre-sión sea similar para las pegmatitas de lazona) para fluidos atrapados en muestrasdel mismo mineral en posiciones compa-rables dentro de diferentes cuerpos.- composiciones disímiles de los fluidosque forman miarolas, con o sin CO2 ycristales hijos.

CUADRO 6: Análisis químico parcial de flúorapatita verde oscura de la pegmatita SD-2.

(Na, K, Mg, Al, Fe y Mn en % peso, otros en ppm). Otros elementos en concentraciones menores de10 ppm y mayores de 1 ppm son B, Be, Bi, Cd, Ge, Ni y Zr. Las concentraciones de los siguientes ele-mentos no llegan a 1 ppm: Ag, Au, Co, Cs, Cu, Ga, Hf, In, Mo, Nb, Rb, Re, Sb, Sn, Ta, Te, Tl y W.

Bi. Probablemente bismutita, kettnerita yclinobisvanita sean fases secundariasderivadas de la alteración de bismutinita,aunque no se han encontrado relictos deeste sulfuro.Gahnita (?) incluida en berilo en laszonas intermedias indica que el magmaera muy pobre en S (Cerný y Hawthorne1982). El contenido de Zn tampoco eselevado y se refleja en la rara ocurrenciade gahnita.

En contraste con otros cuerpos cercanosdentro del mismo distrito, las pegmatitasde la zona estudiada son pobres en fosfa-tos, estando representados solamente porflúorapatita y xenotima-(Y). En casitodos los cuerpos de la zona la explota-ción ha expuesto zonas intermedias cer-canas al núcleo, que es donde común-mente cristalizan los fosfatos de Fe-Mntales como triplita-zwieselita o graftonita.Aunque no se puede descartar la presen-cia de estos minerales en alguna zona noexpuesta, es notable la ausencia en elnivel de laboreo actual. La concentraciónde P2O5 en el magma se estima entre~0,4% y ~0,8% (de acuerdo a los valoresestablecidos por London et al. 1995),suficiente para la formación de flúorapa-tita rica en Mn pero no tan elevada comopara desestabilizar la spessartina, que seencuentra totalmente fresca a decímetrosde flúorapatita en la pegmatita SD-2. Ellímite superior lo marca la reacción bioti-ta-P2O5, que produce triplita, sarcópsidoy graftonita en ambientes sin Li. La for-mación de apatita fue favorecida por laabundancia de F y Ca, los cuales disminu-yen la concentración de P2O5 requeridapara la saturación de este mineral.El F es el único volátil, junto al H2O yCO2, notablemente enriquecido en estaspegmatitas. En El Pato se hallaron masaspequeñas de fluorita muy cerca de miaro-las y en cristales dentro de ellas, eviden-ciando que este cuerpo posee una canti-dad mayor de F que los vecinos. La mues-tra de muscovita rosada en una miarola,en una paragénesis idéntica a la de lafluorita, sugiere que el F intervino en elfraccionamiento del Mn con respecto alFe (Cerný et al. 1985).Con el progreso de la cristalización sealcanza la saturación y coalescencia de un

fluido rico en H2O, dando escasas miaro-las tapizadas de muscovita, fluorita, cuar-zo, microlino y albita. El estudio deinclusiones fluidas muestra que inicial-mente se produce un fluido en condicio-nes supercríticas rico en CO2, que evolu-ciona a otro sin CO2 detectable que pre-cipitó los minerales de las miarolas.Los fluidos exsueltos hacia el final de lacristalización alteraron minerales preexis-tentes. En las cavidades se formaron argi-lominerales; algunos cristales de berilosufrieron una alteración a una mezcla debertrandita, cuarzo y muscovita fina,mientras que en algunos cuerpos (SD-2,por ejemplo) se observan bandas de mus-covita escamosa atravesando microclino.La secuencia de alteración columbita ®pirocloro (s.l.) muestra que los fluidosfinales debieron ser alcalinos y estar enri-quecidos en Pb y U.

AGRADECIMIENTOS

Los análisis químicos por microsonda fue-ron posibles gracias a la colaboración de M.J. Dorais. Estamos también muy agradeci-dos a W. B. Simmons y A. U. Falster por losdatos de SEM-EDS y a R. E. Carbonio porel acceso al difractómetro. Agradecemos aG. Pettinari por la identificación y cuantifi-cación de los argilominerales, a M. A.Galliski por su opinión sobre el problemade la columbita calentada y a H. D. Gay porcomentarios sobre una versión preliminardel manuscrito. A. A. Bonalumi permitió eluso de la platina integradora para el conteomodal del monzogranito hornblendífero.Finalmente queremos expresar nuestroagradecimiento a los árbitros G. R. Mas yM. A. Galliski y al editor V. A. Ramos por larevisión y las críticas constructivas que per-mitieron mejorar el manuscrito. Esto cons-tituye un resumen del Trabajo Final de lacarrera de Ciencias Geológicas (U.N.C.) delprimer autor, subsidiado parcialmente porla SECyT (U.N.C.) y por los PIP Nº0652/98 y 5907/05 del CONICET.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

Aines, R.D. y Rossman, G.R. 1984. The hightemperature behavior of water and carbondioxide in cordierite and beryl. American


MODELO EVOLUTIVO DE LAS PEGMATITAS ESTUDIADAS

Integrando diversas características de laspegmatitas estudiadas se puede esbozar unasecuencia evolutiva para estos cuerpos.El magma que dio origen a las pegmatitasintruidas en el monzogranito hornblendí-fero no es un diferenciado del mismofundido. La composición química de laspegmatitas tiene muy poco en común conla roca encajonante. Carecen de anfíbo-les, el Ca y P son escasos, y son notable-mente pobres en Ti, Zr y elementos detierras raras. Por el contrario, su compo-sición mineralógica es muy similar a la deotros cuerpos intragraníticos de profusadistribución en el batolito de Achala.El intercambio entre el fundido pegmatí-tico de SD-2 y la roca de caja se eviden-cia por el enriquecimiento en biotita aambos lados del contacto pegmatita-monzogranito hornblendífero.El magma que dio origen a distintoscuerpos es muy pobre en Li, Rb, Cs y ele-mentos de tierras raras. Con excepciónde la xenotima-(Y), presente a nivel detrazas, no hay minerales independientesde lantánidos, y no se concentraron apre-ciablemente en otras fases donde estosmetales se incorporan por sustitucioneshomovalentes o apareadas. Varios ele-mentos presentes en el fundido formanfases que cristalizan tempranamente enlas zonas de borde, de pared de interme-dia externa. El Ti es muy escaso, incor-porándose en escasas agujas de rutilo ycomo constituyente minoritario de mine-rales del grupo de la columbita y en bio-tita. El único mineral de Zr es zircón,muy pobremente representado. Términosdel grupo de la columbita ricos en Fe ycon Nb>Ta son los portadores primariosde niobio y tantalio; texturalmente no sedistinguen distintas generaciones.Análisis químicos realizados sobre estosóxidos en otras pegmatitas del distrito(Galliski y Cerný 1999) confirman ladominancia de Nb>Ta y Fe>Mn y lapoca variación composicional de lascolumbitas del distrito Punilla.Algunas pegmatitas contienen trazas de

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Recibido: 15 de noviembre, 2005Aceptado: 25 de julio, 2006

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