estudio de los granitos uraniferos del macizo de
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UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID
FACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS
Departamento de Petrología y Geoquímica
ESTUDIO DE LOS GRANITOS URANÍFEROS DEL MACIZO DE CADALSO – CASILLAS DE FLORES
(SALAMANCA – CÁCERES, ESPAÑA)
MEMORIA PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR
PRESENTADA POR
Abdullahi Hassan Mohamud
Bajo la dirección de los doctores
María Josefa Pellicer Bautista Luis Pérez del Villar
Madrid, 1996 ISBN: 84-669-1335-1
BIBLIOTECA UC
5309257399
ABDULLAHI HASSAN MOHAMUD
0
DEPARTAMENTO DE PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICAFACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS
UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID
6~
-1~c~)
ESTUDIO DE LOS GRANITOS URANiFEROS DELMACIZO DE CADALSO-CASILLAS DE FLORES
(SALAMANCA-CÁCERES, ESPAÑA)
MADRID, 1 996
ESTUDIO DE LOS GRANITOS URANÍFEROS DEL MACIZO DECADALSO-CASILLAS DE FLORES
(SALAMANCA-CÁCERES, ESPAÑA)
Esta memoria ha sido elaborada en el C.I.E.M.A.T y en el departamento dePetrología y Geoquímica de la Facultad de Ciencias Geológicas de laUniversidad Complutense de Madrid, U.C.M. bajo la dirección de los DoctoresLuís Pérez del Villar, C.í.E.M.A.T. y María Jos4 Pellicer Bautista, profesoratitular de la U.CM. y presentada por Don Abdullahi Hassan Moharnud paraoptar al Grado de Doctor en Ciencias Geológicas.
Madrid, 16 de Mayo de 1996.
El DoctorandoAbdullahi Hassan Mohamud
y0 B~ Directores
Luis Pérez del Villar M~Jose Pellicer Bautista
¿ÉÁFÁ’eWcc’r-
A mi mujer, mis hijosy lá tía Aisha.
AGRADECIMIENTO
Al final de un trabajo de tesis, la página de los agradecimientos es lamás grata de escribir pero también la más difícil. Me resulta casi imposible
resumir en unas cuantas líneas los sentimientos de agradecimiento que,
acumulados durante varios años, tendría que expresar a todas aquellaspersonas e instituciones que han hecho posible la realización de esta memoria.
En primer lugar, vaya mi más sincero agradecimiento para los directores
de esta tesis, Dr. Luís Pérez del Villar Guillen <¡MA, Geologia, C1EMAT) y Dra.M. José Pellicer Bautista <Dpt. Pet. Geoq. U.C.M), de quiénes recibí, en todomomento, el apoyo y colaboración que las tareas de investigación y redacción
precisaron.
Mi agradecimiento también para todos los miembros del Departamento
de Petrología y Geoquímica, par su acojida y amabilidad. Especialmente estoy
agradecido a los Drs. Soledad Férnandez Santín, Cesar Casquet Martín yCarlos Villaseca Gonzalez, por la ayuda, el apoyo y la colaboración que de
ellos recibí a lo largo del tiempo que ha durado este trabajo. Muyespecialmente quiero recordar y agradecer aquí la amistad que encontré en elDr. John Norman Snelling, así como su ayuda en el trabajo, desgraciadamente
fallido, sobre la datación de los granitos estudiados en esta tesis.
A las instituciones que han hecho posible que este trabajo se hayarealizado: Centro de Investigaciones Energéticas Medioambientales yTecnológicas <CIEMAT>, Empresa Nacional del Uranio <ENUSA> y Universidadde Oviedo, vaya mi reconocimiento y gratitud. De estas instituciones quiero
resaltar y agradecer la ayuda prestada por Don. Juan 5. Cozar <CIEMAT>, enmicroscopia electrónica de barrido, Don Javier Arnaiz Guezala <ENUSA), en el
muestreo de tos granitos y la documentación existente sobre el área y al Dr.Guillermo Corretgé Castañón, por facilitarme la utilización de la microsondaelectrónica.
Finalmente quiero expresar mi agradecimiento al Dr. Ramón CasillasRuíz, de la Universidad de La Laguna, por su ayuda y consejos en las etapasiniciales de este trabaja, a Oña. M. Isabel Sevillano, analista del Departamento
de Petrología y Geoquímica, por su predisposición para resolver algunos de losproblemas analíticos planteados.
Na quiero olvidar aquí a mis amigos y camaradas Larbi, Victor y Miguel.
Y un recuerdo especial a todas las gentes del pueblo de Casillas de Flores por
los cálidos veranos que pasamos juntos.
ÍNDICE
ÍndicePág.
1. INTRODUCCIÓN
1.1. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA 1
1.2. ANTECEDENTES
1.2.1. Antecedentesde índole general 2
1.2.2. Antecedentessobreel Complejo Esquisto-Grauváquico 2
1.2.3. Antecedentessobreel macizode Cadalso-Casillas
de flores y otros granitoidessemejantes 5
1.2.4. Antecedentessobrela prospección,geoquímica
y distribucióndel U en el macizogranítico
de Cadalso-Casillasde flores 12
1.2.5. Resumende los antecedentes 15
1.3. om~rivos 15
1.4. METODOLOGÍA
1.4.1. Trabajosde campo:cartografíay muestreo 17
1.4.2. Trabajosdegabinete 18
1.4.3. Estudiosde laboratorio 20
2. LAS UNIDADES GRANÍTICAS DEL MACIZO DE
CADALSO-CASILLAS DE FLORESY RELACIONES
ENTRE ELLAS
2.1. EL COMPLEJOGRANÍTICO DE PAYO 24
2.2. EL COMPLEJOGRANÍTICO DE PEÑAPARDA 25
2.3. RELACIONESDE CONTACTO ENTRE AMBOS COMPLEJOSY
LAS UNIDADES Y FACIES GRAMTICAS 25
i
Páq.
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICAY MINERALÓGICA DE
LAS UNIDADES GRANITICAS
3.1. LAS UNIDADES DEL COMPLEJODE PAYO
3.1.1. Granitobiotítico degranogruesoy porfídico
de Gata(Gí) 31
3.1.2. Granitobiotítico degranogruesoy porfídico
de Payo (G2) 42
3.1.3. Granito de dosmicasde CasillasdeFlores (G3) 64
3.1.4. Granitomoscovítico+ biotita de La Alberguería(G4) 73
3.2. LAS UNIDADES DEL COMPLEJODE PEÑAPARDA
3.2.1. Granitobiotítico de granofino dePeñaparda(G5) 80
3.2.2. Granitomoscovíticode granofmo de la Ermitade
San Blas (Gá) 90
3.3. AFLORAMIENTOS ENGLOBADOSEN (37
3.3.1. El afloramientode Villar de Flores (G’7A) 99
3.3.2. Los afloramientosde La Fuentedel Espinar(07B) 102
4. QUIMICA MINERAL 108
4.1. MINERALES ESENCIALES
4.1.1. Biotita 109
4.1.2. Moscovita 123
4.2. MINERALES ACCESORIOS 139
4.2.1. Mineralesaccesoriosdel complejode Payo
4.2.1.1.Monacita 140
4.2.1.2.Xenotima 151
4.2.1.3. Apatito 155
4.2.1.4. Circón 158
4.2.1.5.Allanita 161
4.2.1.6. Andalucita 164
4.2.1.7.Los óxidos de Fe o de Fe y Ti 166
ii~
Pág.
4.2.1.8.Uraninita
4.2.2. Mineralesaccesoriosdel complejo dePeñaparda
4.2.2.1.Monacita
4.2.2.2.Xenotima
4.2.2.3.Apatito
4.2.2.4.Circón
4.2.2.5.Ilmemta
4.2.2.6. Uraninita
4.3. COMPARACIÓN ENTRE EL COMPORTAMIENTOGEOQUIMICO Y
LA COMPOSICIÓNQUIMICA DE LOS MINERALES ACCESORIoS
DE AMBOS COMPLEJOS
4.4. RESUMENY CONCLUSIONES
5. GEOQUIMICA
5.1. ANÁLISIS DISCPIMINANTh
5.2. ANÁLISIS EXPLORATORIODE DATOS. ESTADÍSTICA
(JNIVARIANTE
5.2.1. mementosmayores
5.2.2. Elementostraza
5.3. ESTADÍSTICA DIVARJANTE Y RELACIONES
INTERELEMENTALES
5.3.1. Relacionesinterelementalesen
5.3.2. Relacionesinterelementalesen
5.3.3. Relacionesinterelementalesen
5.4. ESTADÍSTICA MULTIVARIANTE
5.4.1.Análisis factorial
5.5. CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA DEL MACIZO DE CADALSO-
CASILLAS DE FLORES
5.5.1. Complejo de Payo
5.5.2. Complejo de Peñaparda
5.6. GEOQUÍMICA DE LOS ELEMENTOSDEL GRUPODE
LAS TIERRAS RARAS
el complejo dePayo
el complejode Peñaparda
los doscomplejos
168
169
174
175
176
177
178
179
180
182
183
186
187
192
196
214
221
222
223
230
233
236
iii
Pág.
5.6.1. Contenidoy comportamientogeoquimicode las TR en el
macizode Cadalso-Casillasde flores 237
5.7. CONCLUSIONES 242
6. GÉNESISY EVOLUCIÓN
6.1. EL COMPLEJODE PAYO
6.1.1.Naturalezade la roca frente 244
6.1.2. Condicionesde fusión 245
6.1-3.Profundidady mecanismode emplazamiento 248
6.1.4. Diferenciacióndel magmadel complejode Payo 252
6.2. EL COMPLEJODE PEÑAPARDA 255
7. DISTRIBUCIÓN GEOQUÍMICA Y MINERALÓGICA DEL URANIO
Y TORIO 258
7.1. DISTRIBUCIÓN DEL K,Th Y U EN EL MACIZO DE CADALSO-CASILLAS
DE FLORESMEDIANTh PROSPECCIÓNABRORRADIOMÉTRICA
7.1.1. Mapa de actividadGammatotal 261
7.1.2. Mapa de contenidoen K 262
7.1.3. Mapa de Th eq. 264
7.1.4. Mapa de U eq. 265
7.1.5.Mapa de la relaciónU eq./Theq. 267
7.2. ESTUDIO DE LA DISTRIBUCIÓN DEL U MEDIANTE REGRESIÓN
MÚLTIPLE
7.2.1. Las unidadesdel complejode Payo 269
7.2.2. Las unidadesdel complejode Peñaparda 273
7.3. DISTRIBUCIÓN MINERALÓGICA TEÓRICA DEL U Y
Th MEDIANTE ANÁLISIS QtJIMICO
7.3.1. Distribución mineralógicadel Th 274
7.3.2. Distribución mineralógicadel U 275
7.3.3. Comparacióncon la distribuciónmineralógicadel U
iv
Pág.
en otros macizosgraníticosperalumínicos 278
7.4. DISTRIBUCIÓN ACTUAL DEL U EN EL MACIZO DE
CADALSO-CASILLAS DE FLORES 278
7.5. EL PAPELDEL F Y EL P EN LA REDISTRIRUCIÓN
MINERALÓGICA DEL U 284
7.6. LA ROCA COMO FUENTE DE U Y EL
ORIGEN DE LOS INDICIOS 286
8. CONCLUSIONESGENERALES 288
9. REFERENCIAS 293
ANEXO 1. TABLAS DE QUÍMICA MINERAL
ANEXO 2. TABLAS DE GEOQUÍMICA
17
Cap itulo 1
INTRODUCCIÓN
ANTECEDENTESAntecedentes de índole general
Antecedentes sobre el complejaesqu¡stairauváqiiicc
Antecedentes sobre el macizo deCadalso-CasIllas de Flores y ofros
granítoldes semejantes
¼
Antecedentes sobre la prospección,geoquímica y distribución del U en el
macizo granítico de Cadalso- Casillas deFlores
Resumen de los antecedentes
oRjElivos
Trabajos decampo: cartogralla y muestreo
METODOLOGÍA
Trabajas de gabinete
Estudios de laboratorio
1. INTRODUCCION
1. INTRODUCCION
1.1. SITUACIóN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
La zona objeto de estudio está situadaen el extremo W del SistemaCentral
Español,enladenominadaSierradeGata,entrelasprovinciasdeSalamancay Cáceres.
Está comprendidaen las hojas 1:50.000del M.T.N n0s 550 (Fuenteguinaldo),573
(Gata) y 574 (Casarde Palomero),y ocupauna superficieaproximadade 300 1Cm2,
dentro del áreadelimitadapor las coordenadasU.T.M. 4485000-4450000y 715000-
680000 del huso 29. Se extiende desdeel pueblo de Cadalso,en la provincia de
Cáceres,hasta las proximidadesdel pueblo de La Alberguería, en la provincia de
Salamanca,cerca de la fronteracon Portugal.Desdeel punto de vista geológico,se
encuadraen el sectorcentral de la zonaCentro-Ibéricade Julivert et al. (1974)(Fig.
A).
Los granitoidesde la zona, en los que se ha centradoel estudio,pertenecena
la prolongaciónmásmeridional,haciaEspaña,del batolitode Guarda,que ocupauna
ampliaextensiónenel paísvecino. Dichosgranitoidesforman un complejoplutónico,
denominado‘macizograníticodeCadalso-CasillasdeFlores”, queestáconstituidopor
variasunidades. Tiene forma alargada,con el ejemayororientadoal NW-SE y con
una longitud aproximadade 34 Km. La longitud del eje menorvaríaentre6 1Cm, enel
sector SE, y 17 Km en el NW. Es intrusivo en los materialesmetamórficospre-
ordovícicosdel Complejo Esquisto-Grauváquico(CEG) pero, en el sectorNW, está
cubiertopor los sedimentosterciario-cuarternariosdel borde5 de la cuencade Ciudad
Rodrigo.
El macizograníticodeCadalso-Casillasdefloresestáseparadodelgranbatolito
hercínicodel SistemaCentralEspañol,situadomáS haciael E, por los materialesdel
CEG.
2.
1.IWTRODUCCION
1.2 ANTECEDENTES
Los materialesconstitutivosdel basamentohercínicode la región pertenecen
principalmenteadosunidades:la primera,estáformadaporlos materialesprecámbrico-
cámbricosdel CEG y, la segunda,por los materialespaleozóicos(ordovícico-silúricos),queno afloran en las inmediacionesdel macizode Cadalso-CasillasdeFlores.
Al objeto de facilitar la lectura de esteapartado,los antecedentesgeológicos
sobrela regiónse haivclasfficadode la sigui¿ntemanera:
- Antecedentesde índole general- Antecedentessobrelos materialesdel CEG.- Antecedentessobreel macizogranítico de Cadalso-Casillasde Floresy Otros
semejantesen areascercanas.- Antecedentessobrela prospección,minería,mineralogíay geoquímicadel U.
1.2.1 Antecedentesde índole general
Las primeras referenciasbibliográficassobre la región correspondena los
trabajosgeológicosy minerosdeEgozcuey Mallada (1876) y Gil y Maestre(1880y
1883).
En cuanto a la parteportuguesa,Nery Delgado (1905); Carrington (1950);
Texeira (1955); Schennerhom(1956) y Oen (1958,1960)entreotros, asentaronlas
basesmás importantesen el conocimientode los materialesmetamórficosy graníticos
de la zonacentro-orientalde Portugal.
1.2.2. Antecedentessobreel ComplejoEsquistoGrauvaiquico
Lotze (1929) fue el primer autorque indicó la existenciade una fase sárdica
entre el cámbrico y el silúrico. Alvarado (1935) se refirió, por primera vez, al
Precámbricoy no al ‘estrato cristalino” comose veníahaciendohastaentonces.Pero
esSchmidt-Thome(1945)quiencontribuyóde forma destacadaal conocimentode los
2
CoflIgo.ni.n$aSALAMANCA U
O*rzoio
*MAORIO
4,
“e¼
4.
FiguraA. Localizacióngeográficadel Macizo de Cadalso-Casillasde Flores.
/.IMJRODUCCION
materialesgeológicosexistentesen las provinciasde Cáceresy Salamanca.Esteautorconsideró cámbricas las formacionesdel CEG existentesal 5 de la provincia de
Salamanca,estableciendounaserieestratigráficasobrela que situó, discordantemente,
los materialesordovícicos. Además, como ya hizo Lotze (1929), señaló que estos
materialesestabandeformadospor la fase sárdicay por los plegamientosvariscos.
A partir delos añossetentaescuandoproliferanlosestudiossobrelos materialesdel CEG, tanto en la zonadeestudiocomo en otraspróximas.Entreellos destacanlos
debidosa Garcíade Figuerola(1970); GarcíadeFiguerolay Ugidos (1971);Corretgéy LópezPlaza(1976),DíezBalda(1975, 1982, 1986); RodríguezAlonso <1979, 1982,
1985); Carnicero (1980); Martín Izard (1985); RoblesCasasy Alvarez Nava (1988);
AlvarezNavay RoblesCasas(1988); MartínHerrero(1989);DíezBaldaet al., (1992);GarcíaLuis, A.I. (1992) y Garcíade Figuerolaet al., (1992). De todos estostrabajos
sólo se haráreferenciaa aquellos que tratanel CEG en el entornoinmediatode los
granitosdel macizode Cadalso-Casillasde flores.
En la zonade estudio,los materialesdel CEG fueron separadospor RodríguezAlonso (1982, 1985)en dosgrandesunidades:la inferior y lasuperior.Posteriormente,
RoblesCasasy Alvarez Nava (1988) mantuvieronla unidad inferior y dividieron la
superior en otras dos, denominadasintermedia y superior. De acuerdocon estos
autores, la unidad inferior se caracterizapor presentartramos arenososy peliticos,
alternantesen distintasproporciones,junto connivelesconglomeráticos,quesuelenser
escasos.Se trata de una unidadde origenmarinoy de carácterturbidítice’, cuyo límite
inferior es desconocido.El límite superiorestámarcadopor unadiscordanciasobrela
que sedisponenlos materialesde la unidadsuperior(RodríguezAlonso, 1982 y 1985),
o de la intermedia(Robles Casasy Alvarez Nava, 1988). Estaunidad inferior aflora
con mayorextensiónen la regiónde las Hurdes(GarcíadeFiguerolaet aL, 1992).
La unidadintermediaes discordantesobrela anterior(RoblesCasasy Alvarez
Nava, 1988)y estáconstituidaporpelitasnegras,rocascarbonatadas-detríticas,pelitas
grises, areniscas,conglomeradosy rocas cuarzo-anfibólicas,que representanuna
sedimentaciónen un medio de talud-plataforma.Esta unidad tiene escasaextensión
lateral y ha sido cartografiadaen la zonaNW y SW de CiudadRodrigo. La existencia
de las pelitasnegrassuponeun cambio en las condicionesde depósitoen la cuenca,
3
IIMTRODUCCION
indicandounasedimentaciónlenta, con escasoaportede materialesdetríticosgruesos,
en ambientereductory rico en materiaorgánica.En estascondicionessefavoreció la
precipitaciónde fosfatos,los cualesformanláminasfinas o nódulosdispersosen dichas
pelitasnegras.
La unidadsuperiorsecaracterizaporunpredominiopelítico,presentandovados
tramosde pelitas negras,con o sin niveles fosfatados.Entre ellos alternanotros de
naturalezapelitico-arenosa,asícomonivelesdeconglomerados.Estaunidadsedispone
discordantementesobre la intermedia o la inferior, por medio de un nivelconglomeráticobrechoidey de naturalezacarbonático-detrítica,representando,en su
conjunto, una sedimentaciónpropia de un medio de talud-plataforma.Esta unidadsuperiorha sido tambiéndefinida,en Las Hurdesy la Sierra de Gata,porRodríguez
Alonso(1982y 1985).
Desdeel puntodevistatectónicoy a escalaregional,en los materialesdel CEG
seha reconocidounafasededeformaciónprehercínica(SchmidtThome, 1945; Lotze,
1945; GraciadeFiguerrola,1970; Oen, 1970;Roltz, 1972; MartínezGarcíay Nicolau,1973; Ribeiro, 1974; RodríguezAlonso, 1976; Carnicero,1980 y DíezBalda, 1981).
Esta fase se situa, segúnOen (1970), Martínez García y Nicolau (1973) y Ribeiro
(1974), en el Cámbrico superior.Estos autoresse basan fundamentalmenteen: 1) la
existenciade una discordanciaentrelos materialespreordovicicosy ordovícicosy ji)
la ausenciadel Cámbricomedio o superioren algunaszonas.
En cuantoa la deformaciónhercíica,a escalaregionalse reconocentres fases
principales.La primeray másimportantedesarrollóplieguesde direcciónNW-SEaN-
5 y con plano axial subvertical,o vergentesal NE. Lleva asociadauna esquistosidad
de tipo “slaty cleavage” subparalelaal plano axial de los pliegues. La segunda,dió
lugar a zonas de cizailamientodúctil subhorizontal,generandoplieguesmenoresde
piano axial subhorizontal,con esquistosidadasociaday que plieganlas estructurasde
la primerafase (López-Plazay MartínezCatalán,1987; Diez Baldaet al., 1992). La
tercera fase originó plieguesabiertos de dirección E-W y NW-SE, de plano axial
subvertical,con esquistosidadde crenulaciónasociada(Díez Baldaet al., 1992).
4
I.INTROD UCCION
Porlo queserefiere a la zonadeestudioy a otrascercanas,Corretgéy López-
Plaza(1976), Carnicero(1980),Díez Balda (1981), RodríguezAlonso (1982),López-
Plaza(1982), RodríguezAlonso (1985) y GarcíaLuis, A.I (1992), coincidenen la
importanciade la primerafasehercínica(Fi). No obstante,RodríguezAlonso (1982)descartóla existenciade la segundafasehercínicaenestazona,y constatóla presencia
de varias fasestardías.
Finalmente,cabedestacarla existenciade una faseimportantede fracturación
tardi-postbercínica,que afectó a los materiales metamórficos y a los granitos,condicionando la morfologíaactual de la región.
1.2.3 Antecedentes sobre el macizo de Cadalso-Casillas de flores y otrosgranitoides semejantes
Son numerososlos autoresquese han ocupadode los granitoidesde la zonacentroccidentalespañolay zonas limítrofes de Portugal. Sin embargo,sólo se haráreferenciaa los trabajosdedicadosa los granitostardi-hercínicosde zonaspróximaso
colindantescon la aquí estudiada.
Sobre los granitoidessituadosen zonas próximas a la de estudio, merecedestacarsela síntesisrealizadapor Oen(1970)sobrelos granitosportugueses,en la que
distingue, segúnel momentode su intrusión, los granitosmásviejos(“older granites”)
de los granitosmásjovenes(“youngergranites”).
Les primeros forman bandasalargadassegúnNW-SE y concordantescon las
estructurasde la primerafasehercinica.A pesarde suconcordancia,estosgramtosno
estándeformados,salvo algunos que presentanestructurasgneísicas.Aunque son
posterioresa la primerafase hercínica,aparentementepresentanciertasrelacionescon
ella. Segúnel citadoautor, el emplazamientode estegrupodegranitosfue controlado
por fallas pre-sinintrusivas.
Les segundos,en relaciónconla OrogeniaHercínica,son discordantesen el 5
y generalmenteconcordantesen la partemás septentrional.Atendiendoa criterios
petrográficosy de campo,el autorsubdivideestosgranitoidesasí:
5
I.JN77tODIJCCION
1.- Intrusionesmenoresde rocasbásicase intermedias.II.- Granitosbiotíticos con dosmicasy de granomedio a fmo.III- Granitoscondos micas, de granomedio a gruesoy ricos en
moscovitay albita, a veces,porfídicos.IV.- Granito biotíticos de grano gruesoy porfídicos.V.- Granitosy granodioritasde dos micasde granofmo.
Según este autor, el emplazamiento de los granitos de la zonacentroseptentrionaldePortugal,incluido el Complejode Guarda,estuvocontrolado,engeneral,por fallas y fracturaspre-intrusivas,y las diferentesintrusionesde un mismocomplejo fueron rápidas y se efectuaronmediante mecanismosde ‘stopping” y
subsidenciade caldera. En otros casos, las intrusiones estuvieroncontroladasporfracturasanulares,asícomopor otros sistemasde fracturasy fallas.
Corretgéy López Plaza(1977) estudiaronlos granitoidesde la zonasituadaalW de CiudadRodrigo. En ellos, estosautoresreconocieronocho faciesdiferentesy
establecieron la siguiente secuencia de diferenciación: granodioritas-granitos
monzoníticos-leucogranitos.Consideraron todas estas facies como epizonalesyderivadasde un magmacalcoalcalinocontaminadoconmaterialmesocortical.Además,
indicaron que los granitos de la zona de Fuentes de Ofloro están constituidosesencialmentepor los granitos del grupo III y IV de Qen (1970), aunqueestánrepresentadoslos cinco tipos definidos por este autor en el batolito de Guarda. Por
último, admitieron que los granitos de la zona están afectadospor los desgarresrelacionadoscon la tercerafasehercínica(F-3) y que la intrusióngraníticaseefectiuó
conposterioridada la segundafase(F-2).
El DepartamentodeGeologíade laUniversidaddeSalamanca(1980)dividió los
granitoides de la zona Centro Ibérica en tres grupos: (a) granitoidesde las serie
appiníticao rocas básicase intermedias,(b) granitosde feldespatocalcoalcalinoy (c)
granitosdefeldespatoalcalino.Esteestudio,decarácterregional,abarcalos granitoides
aflorantesen las provinciasde Salamancay Zamora,asícomoen el N de la provinciade Cáceresy el W de la de Avila, incluyendopor lo tanto los granitosaquíestudiados
y otros cercanos,tambiéndecaráctertardío.
6
JINTRODUCCION
GarcíaGarzóny Locutura(1981) dataron,por el métodoRb-Sr, Los granitoidesde Lumbrales-Sobradilloy Villar del Ciervo-PuertoSeguro,obteniendo300+ 8 M.a.para los primerosy 284±8 M.a. para los segundos.
López Plaza (1982) llevó a cabo el estudio estructuralde los granitos de la
PenillanuraSalmantino-Zamorana,del cualmerecedestacarselo referentealosgranitosde Villar del Ciervo y Fuentesde Oñoro por tratarseambosde prolongacionesdel
complejode Guarda,al igual queel macizoaquíestudiado.
Al primerolo considera,en suconjunto,comoun cuerpodiscordantey alargado
en direcciónE-W, quecortalasestructurashercínicasde fase-1 (F-1), condireccionesNW-SEó WNW-ESE. Estáafectadopor la segundafasede deformaciónhercínica(F-2), incluso desde sus estadios precoces de cristalización, demostradopor elaplastamientode la cordieritasegúnlos planosdeesquistosidad(S-2). Paradicho autor,
setratade un cuerpointrusivo posteriora la fase-1 y sincinemáticotardíoconrespecto
a la fase-2. Además,está constituidopor los siguientestipos de granitos: (1) granitocordierítico de dos micas y grano fino, (II) granito biotitico + moscovitade granogruesoy porfídico y (III) granitoaplitico o leucocrático.
En los granitosde Fuentesde Oñoroconstatóla presenciade los cinco tipos de
granitosestablecidospor Oen (1970) en los granitos“younger”, asícomo el aumentoprogresivode 5i02 haciael interior de estecomplejo, y su contenidobajo en CaO,salvo en una facies de borde,denominadagranodioritaporfídica. Así mismo,postuló
los mecanismosque dieron lugar al emplazamientode estoscuerposgraníticos.
López Plaza y Carnicero (1987) caracterizaron,desde el punto de vista
geoquimicoy estructural, los granitoidesde la PenillanuraSalmantino-Zamorana,y
establecieronsu relacióncon las deformaciones.En estetrabajo sedistinguieronlossiguientesgruposde granitoides:(a) rocas básicase intermedias,subdivididasen (1)
rocastonalíticasde granofino y (II) meladioritasy melamonzonitas,y (b) granitosdefeldespatocalcoalcalino, tanto precocescomo tardíos. Dado el caráctertardío del
macizode Cadalso-Casillasde Flores, seha consideradoconvenientedestacarde este
trabajo, sólo lo referentea los granitostardíosde feldespatocalcoalcalino.
7
LINTRODUCCION
Así, los granitostardíos de feldespatocalcoalcalinoenglobana granodioritas,granitosbiotíticos, y de dos micas, generalmenteporfídicos,y a sus términos másevolucionados,quesuelenserricos en albita, turmalinay mineralesalumínicos,como
cordierita, andalucita y algo de sillimanita. Afloran al 5W de la provincia de
Salamanca,constituyendola continuacióndel batolito de Guarda. Más hacia el Eaparecentambién variosplutonesde la misma naturaleza,comoson el de Villavieja
de Yeltes y el situadoal W de Garcirrey.
En estosgranitostardíossedistinguenlas siguientesfacies: (a) granito de dosmicas, porfídico y de grano medio o grueso,que es la máscomún y se consideraequivalenteal granito del tipo III de Oen (1970). (b) La facies de borde,quees ungranito o granodioritabiotítica, porfídica y de grano grueso,cuyo contactocon el
anteriores gradual, y equivalenteal tipo IV de Oen. (c) La facies de grano fino o
aplogranito,no porfídico y con predominiode la moscovita,queapareceformandomasasii-regularesy probablementecupuliformes,al igual quelos granitosde la Zafrilladel batolitode Cabezade Araya (Corretge,1971) y queequivalea los granitosdel tipo
y de Qen (1970). (d) La facies leucocráticarica en moscovitay/o turmalina,albita
y cuarzo,consideradacomo el producto de la diferenciaciónlocal de la facies máscomún,y quesolamenteafloraenel áreadeFuentesdeOñoro,ocupandounasuperficie
muy reducida.
Lasdiferenciasfundamentalesconlos granitosprecocesson: (a) la ausenciadelcarácterporfídico de la biotita; (b) su fábrica isótropao débilmenteorientada;(c) la
existenciade facies diferenciadasy (d) la mayor importanciade los procesostardi-
postniagmáticos,quellevan asociadosyacimientoso indicios deSny/o W. Ademásson
siemprealóctonos,desarrollangeneralmenteunaaurealaestrechade metamorfismodecontacto,conandalucitay/o cordierita,y nuncatienenmacroenclavesbásicosni masasasociadasde rocasbásicas,abundandolos enclavesdel encajantenietarnórficoen las
zonasde borde.
Desde el punto de vista geoquinúco, los granitos tardíos de feldespato
calcoalcalinosecaracterizanpor su alto contenidoen Li, lo que se interpretacomoelresultadode la combinacióndeuna roca fuentediferentea la de los granitosprecoces,
y de un alto gradode diferenciaciónmagmática.
8
I.IWTRODUCCION
Desde el punto de vista de sus relaciónescon las deformacioneshercínicas,dichos autores insisten en que, en la penillanura Salmantino-Zamorana,no hayevidenciasde granitoidessincinemáticoscon respectoa la fase 1 hercínica.Por otraparte, los granitoscalcoalcalinostardíosde la penillanuraSalmantino-Zamoranay el
complejode Guarda,asícomo susprolongacioneshaciaEspaña(el granitode Fuentesde Oñoro,el de Villar del Ciervo y el del macizode Cadalso-Casillasde flores), son
consideradoscomoposterioresa la fase-3hercínica.
LópezPlazay MartínezCatalán(1987)realizaronunasíntesisestructuralde losgranitoideshercínicosdel macizoHespérico,en la quesetratanlos siguientesaspectos:la forma cartográfica,el desenraizamiento,la zonacióncomposicional,la relacióncon
la deformación,etc.de los distintoscuerposgraníticos.Además,definieronlos granitosdel macizode Cadalso-Casillasde Flores, los del complejode Guarda,los granitosdeVillar del Ciervo y los de Fuentes de Oñoro como granitos tardi-post fase-3,
compuestospor granitoides biotíticos y leucogranitos, alóctonos y con zonacióncomposicionalconcéntrica.
Por último, en la recopilacióngeoquímicarealizadapor Bea et al. (1987), losgranitosaquíestudiadosse incluyenen el sector7, queincluye ademásal complejode
Guarda.Aunque no se dananálisis químicosde los granitosdel macizode Cadalso-Casillasde flores, aportandatosde otros similarescomo son los granitosde Fuentes
de Oñoro, definiéndoloscomopertenecientesa unaasociaciónalumínica,rica en K ycon cierta tendenciamonzonítica.
Sobre los granitos del macizo de Cadalso-Casillasde flores, existenpocos
trabajosespecíficospublicados.No obstante,sehanencontradovarias publicaciones
que, directao indirectamente,tratanestemacizo.
Garcíade Figuerola(1954) estudióel contactoentrelos granitosde Cadalso-
Casillasde flores y la roca encajante,en las proximidadesdel Río Perosín,cercadel
pueblo de Peñaparda.En este trabajo, dichos granitos fueron consideradoscomosincinemáticoscon respectoa la primerafasede deformaciónhercínica(F-l), dadoel
paralelismoexistenteentrela linearidaddefmidapor la cordieritadesarolladaen la zona
9
LIIVTRODUCC?ON
de contactoy los ejesde los plieguesde planoaxial vertical y dirección norteada.
GarcíadeFiguerola(1972)cartografióla parteSE del macizoCadalso-Casillas
de flores, situadaen la Hoja n0 573, y diferenció dos faciesgraníticas:(a) granito
biotítico + moscovitade granogruesoy porfídico y (b) granitosde granofmo de dos
micasy porfídicos.En el primerodestacólas variacionesenel tamañoy la abundanciade los fenocristalesde feldespatopotásico y la moscovita, siendo ambos minerales
escasosen el borde SE. Así mismo,apuntóel desarrollotardíode la albita, así como
la formaciónde mirmequitas.Desdeel punto de vista mineralógico,estegranitoestá
compuestopor cuarzo,cono sin extinción ondulante,queincluye ocasionalmeteagujas
de rutilo; plagioclasa(23-25%An); feldespatopotásico;biotita y moscovita.La biotitaforma láminasgandesy otrasmáspequeñas,estasúltimas alteradasgeneralmentea
clorita. La moscovitasepresentacon formasmenosidiomorfasquela biotita y incluye
restosde silimanitay/o andalucita.
La segundafaciesafloraendosgrandesmanchasal N y NW dePeñaparday en
las elevacionesde Las Jañonas,al N de Gata.Estácompuestaporcuano,plagioclasa,no zonaday relativamentemásácidaque la del granitoanterior, feldespatopotásico,generalmenteanhedraly que sustituye a la plagioclasa,biotita, ocasionalmenteen
láminasgrandes,y moscovitaen proporcionesvariables.
En el trabajo realizadopor el Departamentode Petrologíade la Universidadde
Salamanca(1980), la mayorpartede los granitosdel macizo de Cadalso-Casillasde
Floresseclasificaroncomogranitosdefeldespatocalcoalcalino, intruidos en las rocasmetamórficasde bajo grado del CEG, y en las que indujeron un metamorfismodecontacto en facies de las comeanashombléndicas,con desarrollode cordierita yandalucita.Por otra parte. algunosafloramientosexistentesentrePeñaparday Gata
fueronclasificadoscomogranitos defeldespatoalcalino.
López Plaza (1982) realizó un análisis aproximado del mecanismo de
emplazamientode los granitos aquí estudiados, indicando que su intrusión estuvoprobablementecontroladapor un fallamientopreintrusivo,condicionadopor unazonade debilidadestructuralde origen profundo.Al intruir los granitos,éstossufrirían una
lo
1.INTRODUCCION
expansiónposteriorqueconllevóquesu emplazamientofuesedébilmenteforzadosobreel encajante.
Respectoa las relacionesexistentesentre el macizo de Cadalso-Casillasde
Floresy la deformaciónregional,RodríguezAlonso (1982) consideróque:
- La intrusión graníticaessiempreposteriora las dosprimerasfaseshercínicas(U- 1 y
F-2).
- Respectoa las deformacionesposteriores(F-3 y F-4), la intrusióngraníticapuedeser
sincinemáticao posterior.
- En las zonasafectadapor el metamorfismode contacto se desarrollaronminerales
como epidota-clinozioisita, actinolita, biotita, clorita, cordierita y quiastolita,dependiendode la litología afectaday de suproximidadal contacto.
Con posterioridad, López Plaza y Carnicero (1987), refiriéndose a las
6 lineacionesde cordierita observadaspor Garcíade Figuerola (1954) en la zonadecontacto, sugirieronque dicha lineación estabarelacionadacon la última fase dedeformaciónhercínica(F-4).
Por otra parte, en la síntesisestructuralrealizadapor LópezPlazay MartínezCatalán(1987),los granitosdelcomplejodeCadalso-Casillasde floresseconsideraroncomo formandopartede los plutonescon formascartográficasirregulares,alóctonos,
tardi a post-tectónicosy de composiciónvariable entre los términosgraníticos,con
GYs biotita dominante,y los leucograníticos.
El trabajo más recientesobrelos granitosde Cadalso-Casillasde Flores es el
correspondienteal proyectoMAGNA (Hoja 550, Fuenteguinaldo)del IGME (1990).En él seaportandatos sobrelas rocasgraníticasaflorantes,la red filonianaasociadayel metamorfismode contactogeneradopor dichasrocasen el encajante.Se distinguen
tres faciesdiferentes:(a) granito biotítico + moscovita,de granogruesoy porfídico,
(b) granitode granofino dedosmicasy porfídico y (c) granitobiotítico + moscovita
y degranofino.
11
1.IWTRODUCCZON
La primerafacies estáconstituidapor cuarzo,plagioclasa,feldespatopotásicoy biotita. El cuarzoseencuentraen sineusisdevarios cristaleseuhedraleso gotiformes
dentro de ambos feldespatos.El feldespato potásico se encuentraen forma de
fenocristales idiomorfos o como cristales pequeños de carácter intersticial. La
plagioclasaaparececon tendenciasubhedral,frecuentementezonada,connúcleosmás
cálcicos (18-22% An) y bordesmásalbíticos (7-12% An). Por último, la biotita se
encuentraen fonnade láminasgrandes,casi siemprealteradaa clorita.
La segundaestáconstituidapor cuarzo,plagioclasa,feldespatopotásico,biotitay moscovita. Destacael tamaño de grano fmo de ambos feldespatos,su acusado
idiomorfismoy la falta de orientación.
La tercerafaciesestáconstituidapor cuarzo,feldespatopotásico,plagioclasa,
biotita y moscovita. Destacanlas variacionesen la abundanciade las micas y losfeldespatos,segúnlas zonas.
En cuantoalas rocasfilonianas,los autoresindicaronla existenciade diquesde
cuarzo,pórfidos y de un dique de episienita. Les primerostienenescasodesarrollo,tanto en longitudcomoenpotencia,y estánorientadossegúnN30-SOE.El segundotipo
está representadosolamentepor un dique con escasapotencia y fuera de la masagranítica.Además,apuntanque estácortadopor unafracturade direcciónNLGE, condesplazamientodextro.El diquedeepisienitaseconsideraun lamprófidoepisienitizado,
y representala única roca básicaqueapareceen esta hoja.
Finalmente,de estetrabajo hay quedestacarlo referenteal metamorfismodecontactogeneradopor la intrusióngraníticaenel encajante,que correspondea la facies
de las comeanashombléndicas,y afectaalas distintaslitologíasdelas unidadesinferior
y superior del CEO.
1.2.4 Antecedentessobre la prospección, geoquímica y distribución del U en elmacizo granítico de Cadalso-Casillasde flores
Los informes internosde la Juntade EnergíaNuclear (JEN) y la EmpresaNacionaldeUranio (ENUSA), dedicadosa la investigación,exploracióny mineríadel
U del sectorNW del macizo de Cadalso-Casillasde flores, constituyenlos únicos
12
1.INTRODUCCION
antecedentessobreestos aspectos.
Los trabajosrealizadospor la YEN se resumenfundamentalmenteen: planosradiométricos de superficie, geofísica de resistividades, calicatas y pozos dereconocimientodenominados:Satélite, Mochuelo 1 y 2 y Salamanca,18 sondeosverticales de testigo contínuosy otros 11 inclinados, sondeosde wagon-drill y un
socavóny galeríaen el filón n0 50 de Fuenteguinaldo.
Les trabajosrealizadospor ENUSA. consistieronen: píanosradiométricosamallade70x70 m y 1 00x50 m, y la revisiónde todaslas anomalíasencontradaspor la
LEN, así comoel descubrimientode otras nuevas.Ambos estudiosse centranen losgranitosaflorantesen la hoja de Fuenteguinaldo(550).
En amboscasos,los indicios uraníferosson impregnacionesen granitosmuy
tectonizadose intensamentealterados,así comoenriquicinilentosen diquesy rellenosarcillososde fracturas.
Paraestudiardichasmineralizacionesseprocedióa la aperturade cuatropozos.El denominadoSatélite, fue emplazadoen uno de lbs ángulosmenoresformadopor la
intersecciónde un diquede diabasay unaestructurabrechoide,amboscon suficiente
desarrollo y mineralización en superficie. Tanto el dique básico como la brechapresentabanfuertesimpregnacionesde óxidos negrosde U, sobretodo en la zonade
intersecciónsituadaa20 m deprofundidad.Además,enla brecha,y aunaprofundidadde 40 m, aparecieronvarias diaclasasabiertasy rellenosarcillososde fractura con
óxidos negrosy autunita.
Les pozos Mochuelo 1 y 2, que fueroncomunicadosentre si, sirvieron para
explorarel nivel 20 de dos bloquesseparadosporuna falla, con fuertedesplazamientoen la horizontal.El resultadomásdestacablefué el descubrimientode varias fracturassecundarias,cuyasbrechasprincipalesestabanmineralizadascon autunita, pero con
signospatentesde lixiviación, en régimenfuertementeoxidante.
Tanto en estospozoscomoen el anteriorsehicieronsondeosparadeterminar
un posibleenriquecimientoen nivelesmás inferiores,dondelaoxidaciónpudierahaber
sido más limitada. Aunque el resultado de dichos sondeosfue negativo, hay que
destacarque,aunaprofundidadde 150 m, sesiguieroncortandofracturaspotentes,con
13
J.IN7RODUCCION
fuertealteración.
En cuanto al pozo Salamanca,con el que se pretendió estudiaruna mancha
radiométrica relativamentepequeñapero con un importante halo de dispersión, elresultadofue que las mineralizacionesno alcanzabanlos 20 m de profundidad.
En resumen,los resultadosde estasinvestigacionessepuedensintetizar de la
siguientemanera:
- Les mineralesde U más abundantesson los fosfatos del tipo torbernitayautunita, los óxidos negros,neopecliblenday coloidesde oxibidróxidosde Fe con Uadsorbido.Les primeros se encuentranprincipalmemteformando impregnaciónesenzonasde brechao asociadosa diquesde cuarzo.La neopechblenday los óxidos negros
se encuentranformandodelgadaspelículassobre diaclasasabiertas.Los coloidesconU aparecenen las mismas estructuras,pero en las zonas con mayor alteración
supergénica.
- La pirita es el mineralqueaparecenormalmenteasociadocon los mineralesde U, aunquea vecesaparecentambiénla marcasitay la meinicovita. Estossulfurosde Fe sonparticularmenteabundantesen algunasbrechasy frecuentementetapizanlas
superficiesde lasdiaclasasy fracturasabiertas(FernándezPolo, 1965).De acuerdoconlas relacionestexturalesobservadasentre los mineralesde U y los sulfurosde Fe, lasucesiónestablecidafue la siguiente:pirita, pechblenday fosfatosde UO2~ o pirita y
fosfatosde UO22~, en ausenciade pechblenda.
- La gangaestá representadapor cuarzoy, especialmente,por brechascuarzofeldespáticasque, al alterarse,dieronlugaraarcillascaoliníticasy sílice calcedoniosa.En algunospuntos seobservaronláminasde sílice jasperoidea,asociadastanto a laszonasmásuraníferascomoa las estériles.Además,seconstatóla presenciaconstante
de limonita y manchasde flourita.
- Por último, la dirección de las estructurasmineralizadasestá comprendidaprincipalmenteentreN2SE y N70E.
En lo que se refierea la geoquímicay distribución del U en los granitosdelcomplejo de Cadalso-Casillasde flores, no sc han encontradotrabajosdedicadosa
14
¡.INI’RODUCCION
dichosaspectos.
1.2.5 Resumende los antecedentes
El basamentohercínico de la región comprendedos unidades: la primera,
formadapor los materialesprecámbrico-cámbricosdel CEG, y la segundapor losmaterialespaleózoicos.
Los granitosobjeto de esteestudioson intrusivosen la primeraunidad.
Dichos granitos aprovecharonpara intniir zonas de debilidad estructural,determinadaspor fallas pre-intnisivasde origenprofundo.
Se emplazaronen nivelesaltos de la corteza.
El metamorfismodecontactogeneradopor la intrusión graníticaseencuadraenla faciesde las comeanashornbléndicas.
El macizograníticode Cadalso-Casillasde Floresesde tardi apostectónicoenrelacióncon la OrogeniaHercínica.
Dicho macizoestáformadopor granitosbiotíticos y leucogranitos.
Presentanindicios y mineralizacionesintragraníticasde U, cuya.scaracterísticasmetalogénicasapenasse conocen.
1.3. OBJETIVOS
Como se ha visto en el apartado de antecedentes,cuando se planteó larealización de este trabajo, el conocimientoexistente sobre el macizo granítico deCadalso-Casillasde Flores estabaesencialmenterecogidoen publicacionesrealizadas
por los miembros del Departamentode Geologíade la Facultadde Cienciasde laUniversidad de Salamancay en la cartografíageológica y memoriasde las Hojas
geológicasdel Plan Magna. A estos trabajoshay queañadirotros, en su mayoríanopublicadosy con fines mineros, realizadospor investigadoresde la antiguaYEN y de
15
1. ImRoDUCCION
ENUSA.
Por elLo, la realización de esteestudiotuvo como objetivo la caracterización
sistemáticade las rocasgraníticasde dicho macizo, incluyendosu canografía, las
relacionesde contacto entre las distintas unidadesy la descripcióny definición
petrológica, mineralógicay geoquímicade las mismas.
Además,dado quelas rocasdelmacizopresentanindiciosy mineralizaciones
de U, tambiénseplanteóel estudiode estasrocasgraníticascomoposiblefuentedel
U concentradoen dichasmineralizaciones.
Con todo ello sepretendióestablecer,por un lado, el modelopetrogenéticode
las rocas graníticasdel macizode Cadalso-Casillasde flores y, por otro, el de la
distribucióndelU endichasrocas, teniendoencuenta,paraesteúltimo, losprocesos
de cristalización,diferenciación,alteración hidrotermaly meteóricaqueafectarona
lasunidadesrepresentadasendichomacizo.Por último, sepretendióexplicartambién
el porquéde la existenciade las mineralizacionesuran(ferasen estosgranitos.
Paralograr estosobjetivosseelaboróun plan de trabajoqueconsistióen:
1) La reajizaciénde la cartografíade las distintas facies graníticasexistentesen elmacizo,el establecimientode susrelacionesespacialesy su cronologíarelativa.
2) La caracterizaciónpetrográficade las distintas rocasgraníticas,atendiendo a sumineralogíaprimaria y secundaria.
3) La caracterizacióncristaloquúnicade las distintasfasesmineralesde dichosgranitos.
4) La caracterizacióngeoquímicade las rocas, teniendo en cuenta los elementosmayores,menoresy traza,especialmenteel U.
5) El tratamiento estadísticode los datos químicos, mediante análisis (uni, bi ymultivariante)
6) La confecciónde los modelospetrogenéticosde origen y evolución del o de los
magmasgraníticosgeneradoresdel macizo.
7) El establecerlas relacionesexistentesentre la evolución de dichos magmasy la
16
JINTRODUCCWN
distribucióndel U, asícomolas modificacionescausadaspor los procesosposterioresdealteración,conel fin deconocerel potencialuraníferode dichosgranitoscomorocas
fuentesde dicho elemento.
8) Definir las rocascomofuente del U concentradoen las mineralizacionesy, en la
medidade lo posible,explicar la formaciónde estasúltimas.
1.4 METODOLOGÍA
Les resultadosobtenidosenestamemoriaprocedende la realizacióndetrabajosde campo,gabinetey laboratorio.
1.4.1 Trabajosde campo:cartografíay muestreo
La primenfasedel trabajorealizadoconsistióen el levantamientocartográfico,a escala1:50.000,de la zona de estudio,ayudadopor la cartografíaexistentea lamismaescala,hojas n0 550 (Fuenteguinaldo),573 (Gata)y 574 (Casarde Palomero),del proyectoMAGNA. El levantamientocartográficose realizó directamentesobre
fotografiasaéreasa escala1:30.000y 1:18.000.
De manerasimultánease recogieronun total de 400 muestrasde las diferentes
facies graníticas constitutivas del macizo de Cadalso-Casillasde flores y de su
encajante.
Estasmuestras,de acuerdocon su naturalezay fmalidad, sedistribuyende lasiguientemanera:20 muestrasdel CEG, en concretode la zonade metamorfismodecontacto,parasuestudiomicroscópico,13 deenclavesparael mismofin, 367 muestras
de granitospara el estudiomicroscópico,de las cuales 72 fueron destinadaspanel
estudiogeoquimico.
Las muestrascon fines geoquimicosestándesigualmentedistribuidasdebidoa
problemasde accesibilidad,o a la falta de canterasy/o afloramientosadecuadosparael muestreo.No obstante,en aquellossectoresdel macizoen que ha sidoposible, el
muestreosigue aproximadamenteunamalla de 1.5 Km x 1.5 Km.
17
l.IMTRODUCCION
El muestreogeoquimicoseha llevado a caboteniendoen cuentalos siguientes
criterios:
1) El estadoinalteradode la muestras.El muestreose ha realizadoconla ayuda
de un cantero,contratadopor ENUSA, paraasegurarsiempreel estadoinalteradode
las mismas.Convienedestacaraquí la gran dificultad quese ha encontradoa la horade seguirestecriterio, lo que ha sido debido, por un lado, a la casi total ausenciadecanterasy, por otro, a la intensay profundameteorizaciónqueafectaa la mayorparte
de los afloramientos.
2) La cantidadde muestra.Oscilóentre 10 y 20 Kg con el fin de garantizarla
representatividadde la misma.Lacantidadde muestraestuvodirectamenterelacionadacon el tamaño de grano de la misma y, por lo tanto, con su caráctermás o menos
porfídico.
3) La representatividaddelmuestreo.Enla medidade lo posible,seha intentadoque el número de muestraspor facies fuese suficiente como para garantizar larepresentaciónde las distintas facies o subfaciesde variación. Como se ha dicho
anteriormente,este criterio ha estadomuy condicionadopor la accesibilidada lasdistintaszonas,por la falta de canterasy cortesnaturales,y por el gradode alteraciónsuperficialde los afloramientos.Por ello, existenfaciesbien muestreadas,a mallamás
o menosregular, y otrascuyo muestreoes másdesigual.
4) La existenciade indicios de U. La intensidaddel muestreoha sido mayoren
aquellossectoresdondelos indicios de mineralizacionesde U erannumerosos.
1.4.2 Trabajosdegabinete
Digitalización del mapa geológico
La cartografía levantadaen el campo ha sido convenida,desdesu formatoanalógico convencional,a un formato numérico digital. Para ello, se ha utilizado,ademásde un ordenador,un paqueteinformático(Autocady. 12), dispositivosde salida
(impresoray ploter) HP, un digitalizador, y una estructurao modelo vectorial de
18
LINTRODUCCION
entraday almacenamientode la información. El primero consisteen una matriz de
circuitoscolocadosdebajode una superficie plana (tableta), que permitedetectarelpunto exactoen el que se encuentrael cursor. De esta forma se ha transmitido lainfonnacionrecogidaen el mapacon suscoordenadassobre la tabletaal ordenador.Elsegundoconsisteen la definicióndelas distintasunidadestemáticaspor las coordenadas
de su bordesy su introducción,en forma de lineas o poligonos. Posteriormente,sereconstruyeronlas variables temáticas,con la ayuda de la información topólogica
asociada.
Interpretación de los mapas aerorradiométricos del macizo de Cadalso-Casillasde
Flores
La zona estudiada está incluida dentro de una campaña de prospección
aeromagnéticay aerorradiométricarealizada por GeodataInternational (1980), a
instanciasde la YEN, que cubre cerca de 150 hojas a escala1:50.000 de la parteespañoladel Macizo Ibérico. El equipode medidaestabaconstituidopor un detectorcompuestopor seis cristalesde Nal activadoscon TI, que totalizabanun volumende1855 pulgadascúbicas,y que se utilizó paramedir la radiacióngammatotal en una
geometríaesférica. Además, el equipo disponía de otro detector, con idéntica
composición,de 160 pulgadascúbicasy semiapantallado.Este se usó para medir laradiacióngammaemitidapor el 214Bi atmosférico,de forma quela diferenciaentrelos
valores obtenidos por ambos detectores representabala radiación gamma de lasuperficie terrestre.
El espectrómetrotenía 256 canales,lo que permitió medir el espectrode la
radiacióngammaen un intervalo deenergíascomprendidoentreO y 6 MeV.
Para medir la intensidad total del campomagnéticoterrestre se empleó un
magnetómetrode precisión protónica, de alta resolución, y suspendidodel aviónmedianteun cable, a fin de minimizar el efectomagnéticodel mismo.
La toma de datosse realizó según líneas de vuelo orientadasN3OE, con una
separaciónentre sf de 1 Km. Las líneas de vuelo de verificación han sidoperpendicularesy con una separaciónmedia de 14 Km. El registro de los datos se
realizó medianteuna cinta magnéticadoble, con objeto de podergrabara la vez los
19
J.INIXODUCCION
datosespectrométricos,los magnéticosy los periféricos.
Para la correcciónde las medidasse controlaron la presión atmosféricay latemperaturadel aire, asícomola alturay la direcciónde las líneasde vuelo. Entre las
correccionesaplicadasalas medidasde la intensidaddel campomagnéticototal, la másimportantefue la 1. G.R.F. (InternationalGeomagneticReferenceField), mediantelacualseobtuvo la intensidaddel campomagnéticoresidual.
Los datos más importantesproyectadossobre los mapas 1:50.000 son lossiguientes:líneas de vuelo, campomagnéticoresidual, radiacióngammatotal, K (en
%), Th equivalenteRa (en ppm), U equivalenteRa (en ppm), y las relacionesU/Th,
U/K y Th/K. En la interpretaciónde estos mapassehan tenido en cuentalos mapasgeológicosdel proyectoMAGNA, asícomo el realizadoen estetrabajo.
1.4.3 Estudiosde laboratorio
Las muestrastomadashan sido estudiadasdesdeel puntode vistapetrográfico,mineralógicoy geoquimico.
Las caraterísticas petrogníficas y mineralógicas se han obtenido,fundamentalmente,medianteel estudiomicroscópico,en luz transmitida,de láminas
delgadas,teñidaspara el feldespatopotásico.
La caracterizaciónprecisade los mineralesesencialesy la andalucitase harealizado por análisis químico puntual, utilizando láminas delgadaspulidas y lamicrosondaelectrónicaCamecaSX-50 del Laboratoriode Geologíay Geoquímicadelos Servicios Comunesde Investigaciónde la Universidadde Oviedo. El total de
análisis realizadosha sido de 227, repartidos de la siguiente manera: biotita 77,moscovita48, plagioclasa69, feldespatopotásico29 y andalucita4.
Estosmineralespertenecena 25 muestrasque representanlas diferentesfacies
encontradasen el macizode Cadalso-Casillasde Flores.
20
1EVTRODUCCION
La mineralogíade las rocas graníticas,especialmenteen lo referentea los
mineralesaccesoriosy sus productosde alteración, se ha completadomedianteelestudio de láminas delgadas pulidas, metalizadascon grafito, por MicroscopíaElectrónica de Barrido (MEB), modelo ZEISS D 5 M 960, acoplado con unmicroanalizadorde energíasdispersivasde rayos X (EDX), modelo LinJ.c e X L. Este
estudioha sido realizadosobre 18 muestrasrepresentativasde las distintasunidadesyfaciesexistentesen la zonade estudio, siendoel n0 total de análisis semicuantitativos
realizadosde 128 (Tabla 1.1).
Ademásde los análisis químicos semicuantitativos,se han determinadoyprecisadolas relacionestexturalesexistentesentrelos mineralesesenciales,esencialesy accesorios,esencialesy secundarios,y entrelos accesorios.
Paralelamentesehantomadoimágeneselectrónicas(electronesretrodispersados)
para ilustrar los minerales tanto esencialescomo accesoriosy sus productos de
alteración,asícomolas característicastexturalesmásrelevantesde ambos.Esteestudioha sido realizadoen la unidad de GeologíaIMA del CIEMAT.
El estudiogeoquimico se ha realizadoa partir del análisis químico de 72muestras,en las quese han determinadolos elementosrecogidosen la (Tabla 1.2).
La metodología seguidaen las determinacionesanalíticasse resume de la
siguientemanera:las muestrasseleccionadasfueronmolidashastaun tamaño< 63 ~m,
utilizando sucesivamenteuna trituradoraprimaria de mandíbulaWEDAG, un molinode anillos de la mismamarcay finalmenteun molino de ágataWEDA.G pulverisete.Las dosúltimasfasesde la moliendafueronprecedidaspor sendoscuarteos.El controlfinal de la granolometríade la muestrase realizó medianteun tamiz de 63 Mm.
El análisisquímicode las muestrasserealizócombinandolas siguientestécnicas
analíticas:
- EspectometríadeI.C.P. (A1203, Fe2O3~,MnO, MgO, Ca.O,TiO2,P205,
21
L IP)TROD UCCION
W, Y, Zn y Mo).As, Ba, Co, Cr, Cu, Ni, Sr, V,F.R.X. (5i02, Zr, Rb, Th y U).Emision en llama ( Na, K y Li).Electrodode lón selectivo(F).AnalizadorelementalLeko cs-244(5 y C)Valoracióncon MnO4K en atmósfera inerte (FeO).
DISTR]BUcION DE LOSTabla1.1ANALISIS QUIMICOS POR EDX.
Mineral N0 de analisis
Fibrolita 6Circón 24Monacita 18Apatito 11Ilmenita 10Allanita 5Complejosde IRLA 5Complj.deP,Fe&U 8Xenotinia 10Compleosde Iii 8Rutilo 3Uraninita 3Sulfuros 5fluorita 1
El de los elementosdel grupode las TierrasRaras(TR) La, Ce, Nd, Sm, Eu,Gd, Dy, Er, Yb y Lu en 15 muestrasseleccionadasse ha realizadoen el “Centre de
RecherchesPetrographiqueset Geochimiques”deNancy(Francia).Lasdeterminaciones
se han realizado también mediante espectrometríade ICP-MS. Paralelamentesedeterminarontambién, medianteICP e ICP-MS, los elementosmayores,menoresy
trazade las muestras.
22
1. INTRODUCCION
Tabla1.2ELEMENTOSQUMICOS ANALIZADOS EN LAS MUESTRAS GRANÍTICAS.
ElementosMayores ElementosMenores
BaRb
SiO2A1203Fe2O3MnOMgO
SrZrCrNiU
CaONa2OK20hO2l’205
CuCoAs
H20H2O~
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23
Capitulo
LAS UNIDADES GRANiTICAS DELMACIZO DE CADALSO-CASILLAS DE
FLORES Y RELACIONES ENTREELLAS
EL COMPLEJO DE PAYO
EL COMPLEJO DE PEÑAPARDA
RELACIONES DE CONTACTO ENTRE AMBOSCOMPLEJOS Y LAS UNIDADES Y FACIES GRANÍTICAS
2
2.1.45 UN7Di4DES GRANmCAS DEL MACIZO DE CÁDALSO-CASIIIL4S DR FLORAS Y REL4 ClONES ENTRE EU4S
2. LAS UNIDADES GRANITICAS DEL MACIZO DE CADALSO-CASILLAS
DE FLORES Y RELACIONES ENTRE ELLAS
En el macizogranítico de Cadalso-Casillasde Flores se han diferenciadodos
conjuntosgraníticos,denominados:complejode Payooprimer complejoy complejode
Peñapardao segundocomplejo.Estadiferenciaciónseha realizadopor susrelacionesde contacto,ya queel primero pareceque intníyó antesqueel segundo.Cadauno de
ellos estáconstituidoporvarias unidadeso faciescuyadistribuciónesteesquematizada
en el mapageológicode la FiguraB.
2.1. EL COMPLFJO GRANÍTICO DE PAYO
Estecomplejoocupamásdel 90% del macizo.Es alargadoen direcciónNW-SEy estáconstituidoprincipalmentepor cuatrofaciesgraníticasquese han denominado:
01, 02, 03 y G4. Además,sobrela unidadG2 aparecencúpulasmuy diferenciadasyricas en moscovita,quesehanllamadolas cúpulasde la Fuentedel Espinar.También
apareceun afloramientode granitobiotítico de granofino. Todos estosafloramientosse les ha dadoel nombrede G7, independientementede quepertenezcana uno u otrocomplejo.
Las cuatro facies más importantesestándispuestas,aproximadamente,una a
continuaciónde la otra, en la dirección de máximo alargamientodel complejo. Engeneral,el carácterporfídico, la abundanciade enclavesy la abundanciarelativade
biotita disminuyen desde el SE al NW, mientras que el contenido en moscovita
aumenta.
De acuerdocon sus características“de visu” y teniendoen cuentala localidad
máspróxima, las faciesdiferenciadasse han denominadoasí:
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2. LAS UNIDADES GRANÍTICAS DEL MACIZO DE CADALSO-CASILL4S DE FLORES Y RELACIONES ENTRE ELLAS
Gí.- Granito biotítico de grano grueso y porfídico, de Gata.G2.- Granito biotftico de granogruesoa muy gruesoy porfídico de Payo.G3.- Granito de dos micasde granomedio a gmeso,de Casillasde Flores.G4.- Granito moscovftico + biotita de granomedio a grueso,de La
Alberguería.G7.- Granito biotítico de grano fino, de Villar de flores y las cúpulasde
la Fuentedel Espinar.
2.2. EL COMPLEJO GRANÍTICO DE PENAPARDA
Estecomplejoestáconstituidopordosfaciesde granofino, cuyosafloramientos
tienenformaelipsoidal, consu ejemayor orientadoNE-SW y oblicuo al eje mayordel
complejo anterior. Las característicasmineralógicasde estas facies han pennitido
denominarlasde la manerasiguiente:
G5.- Granitobiotftico de granofino y a vecesporfídico, de Peñaparda.66.- Granitomoscovíticode granofino, de la Ermita de SanBlas.
La denominaciónde estasdos faciesno implica ordende intrusión o gradode
evolución, ya que, a diferenciade las unidadesdel complejo de Payo, no existencontactosentreellas.
2.3.RELACIONES DE CONTACTO ENTRE AMBOS COMPLEJOS Y LAS UNIDADES (O FACES)
GRANITICAS
En la medida que los afloramientoslo han permitido, se han estudiadoloscontactosentrelas diferentesfaciesgraníticasparaestablecersus relacionesespacio-
temporales.Así, en el contactoentrelas faciesGí y G2, difícil de observarpor estarcasi totalmenteenmascaradopor la facies G6, la presenciade enclavesde la primenen la segunda,tanto en el contactocomoen el interior de la faciesG2, indica que la
unidad GI esanteriora G2 (1am. 2.1 fotos A y E). Estoshechossugierenqueambosgranitospuedenconsiderarsecomounidadesgraníticasindependientes,másquecomodosfaciesde una mismaunidadgranítica.
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2.1.45 UNIDADES GRANTIICAS DEL MACIZO DE CADALSO-CASUIL4S DE FLORES Y RELACIONES ENTRE ELLAS
Al N del macizo,la unidad02 estáen contactoprincipalmentecon la facies03y, en menorextensión,con la facies G4. El contactoentre02 y 03 es, en su mayorparte, gradual y marcado por una disminución progresiva del tamaño de grano,
contenidoen biotita y númerode enclaves,especiaimentelos supennicáceos.Además,la abundanciade fenocristalesde feldespatopotásicodisminuyehaciaG3. No obstante,endospuntosconcretosdel contacto,apareceunafaciesde granomásfino, interpretado
comounafaciesdebordedel fundidoquedió lugara G3. Estafacies forma unabandaparalela al contacto, cuya anchura varía entre los 30 m en el punto A
(29TPE,68834447045enCUTM) y menosde LO m enel puntoB (29TPE,69183447380en CUTM). En este segundopunto aparecenenclavesmicrogranularescon formassubredondeadasy muy ricos en biotita, interpretadoscomoprocedentesde02 (LAM.
2.1 foto C). Además,en el granito 03 se observaun aumentodel tamañode granohacia las zonasmásinternasdel mismo,asícomola existencia,en las zonaspróximasal contacto, de enclavesdel granito G2. Estos enclavestienen formas alargadasy
elipsoidales,de hasta60 cm de largo,y bordesredondeados(LAM. 2. .L fotos D y E).Todosestosdatosde observaciónsugierenqueel granito03 es intrusivo, en parte,en02, y quelos enclavesalargadosfueronincorporadosen G3 antesde la consolidacióncompletade 02. Por ello, el granito 03 se podría tratar tambiéncomo una unidad
independiente.
Los contactosde G2 y 03 con04 sonmuy similaresal descritoanteriormente,existiendo,en amboscasosy dentrode 04, unafranja contamañode granomuy fmo,de aproximadamente200 m de anchura,en el primercontacto, y menosde 40 m, en
el segundo.En estazonadel contactotambiénse observaun aumentodel tamañodegrano haciael interiorde04. Porello, el granito04 podríatratarsetambiéncomouna
unidad independiente.
De todos los pequeñosafloramientosgraníticosde granomuy fino localizadossobrela unidad02 y agmpadosbajo las siglas07, el másrepresentativoesel deVillar
de Flores. El contacto entreeste granito y el anteriorestá marcadopor un cambiobruscodel tamañode grano,por lo que, teniendoen cuentasolamentelos criterios decampo, resultadifícil discernir si setratandecuerposdiferenciadosdel granito 02, o
pequeñoscuernosintrusivosen esteúltimo.
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2. LAS UNIDADES GRANITTCAS DEL MACIZO DE CZ4DALSO-CASILL4S DE FLORES Y RELACIONES EA’7RE ELLAS
LAMINA 2.1
A) Enclavede 01 en 02 en la zonade contactoentreambasunidades.
B) Enclavegraníticode granogruesoy porfídico, redondeado.Apareceen la zonacentralde02 y posiblementerepresentazonasde techo dc 01.
C) Enclavemicrogranularrico en biotita en el punto “B” del contactoentre02 y 03.Aparecedentrode la facies no porfídicade 03.
D) Enclavegraníticoalargadoen la faciesporfídica de03, enlas cercaníasdel contactocon02.
E) Enclavesimilar al anteriory en la mismazona, peracon formaelipsoidal.
F) Aspectode la unidad05 en ¡a zonade contactocon 02. Obs¿rvesela formaredondeadao subredondeadade los feldespatos,asícomo la presenciade nidosde biotita.
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2.1.45 UNIDADES GR~4NITICAS DEL MACIZO DE CADALSO-CASILLAS DE FLORES Y RELACIONES ENTRE ELLAS
Por ello, al tratar sus característicasmineralógicasy geoquimicasse intentará
dilucidar este problema, en la medida que su reducidasuperficie lo permita. Noobstante,dadoel carácterbiotítico del afloramientodeVillar deFlores y la presencia
de diquesde tamañode grano fmo que cortana G2 en la zonade contactocon este
último, dicho afloramientopodríaperteneceral segundocomplejo. Por otra parte, el
restode los afloramientospodríantratarsedecúpulasdiferenciadasde lasunidadesdel
primercomplejo.
Por lo quese refierea los granitosdel complejode Peñapardasepuededecirqueel granito05 aflora, en su totalidad,dentrodel granitoG2, concretamenteen suborde NF. En las proximidadesdel contacto, el granito 05 presentauna bandade
tamañode grano medio,porfídicay másbiotftica que en el restodel cuerpo. En estabanda,los cristalesdebiotitaaparecenformandonidos, y los fenocristalesde feldespato
potásicotienenformasredondeadaso subredondeadas(LAM. 2.1 foto F), presentandolos bordescorroídos.Ocasionalmente,se encuentrantambiénrestosde enclavesdel
granitoG2, concontactosbastantedifusosy formasirregulares.Estosdosúltimos datosde observaciónhacenpensarqueel granito G5 intruyó en el granito 02 y asimiló
algunosfragmentosde esteúltimo. Fueradel contacto,el tamañode granodel granitoGS pasaa serfino, observándose,en algunaszonaspróximasal pueblode Peñaparda,diquesprocedentesde05 encajadosen el granito02 (LAJA. 2.2 foto A).
El granitomoscovfticode granofino de la Ermita de SanBlas (06) seponeencontactocon los granitos01 y G2 del complejode Payo, presentando.,a lo largo de
todo el contacto, dos hechosfundamentales:a) en ambasunidades,el granito 06
intruye en forma de diquessubverticales(LAM. 2.2 foto B y C) que, con direcciónNF, se unen hacia arribapara formar una masasemielíptica,cuyo eje mayoresta
orientadoNE-SW. La potenciade los diquesesmuy variabledesdealgunoscentímetroshastamásde 500 m, quedandoentreellos franjasde los granitosintruidos. b) Al igualque ocurría en el contacto entre 02 y 05, aquí aparecen,pero con mucha másfrecuencia,enclavesde ambosgranitos(01 y 02), con bordesbastantedifusos y
concentracionesde biotita(LAJA. 2.2 foto D, E y F). En algunospuntosdel contacto,
tanto con GI como con G2, el granito06 presentavariacionestexto-estructurales
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2.LAS UNiDADES GRANm CAS DEL MACIZO DE CADALSO-CASILLAS DE FLORES Y RELACIONES ENTRE ELLAS
LAMINA 2.2
A) A la derechade la foto, diquede 05 cortandoa 02 (en la salidadePeflapardahaciaCáceres).
E) Aspectodel contactoentre02 y 06. En la foto destacaclaramenteun dique de 06 cortandoa
02.
C) Aspectodel contactoentre01 y 06. Seobservaun diquede 06 cortandoa la unidad01, cuyo
coloroscuroes debidoa su riquezaen biotita, en comparacióncon02 (ver foto 2.2 E).
D) Aspectode losenclavesgraníticos,parcialmentedesintegrados,en el contactoentreO 1 y 66.
E) Aspectode los enclaves,parcialmentedesintegrados,dentrode 06, en eí contactocon 01.
Detaliedela anterior.Obsérvesela abundanciade nidosdebiotita en¡apartecentral,asícomo
la desintegraciónparcial del enclave.
29
21.45 UNiDADES GRt4NÍ77CAS DEL AlACTZO DE CADALSO.CASIIJ.AS DE FLORES Y RELACIONES ENfltE ELLAS
importantes,talescomotamañode granomásgrueso,mayorabundanciade biotita yde fenocristalesde feldespatopotásico.Porel NE; el granito06 seponeen contacto
con los materialesdel CEO.
De estoshechosse deduceque la unidad G6 es posteriore intnisiva en las
unidades01 y 02 del primer complejogranítico, a la vez queanastramaterial de
ambasunidades.Esto setraduceenunamayorcontaminaciónde la unidadG6 respecto
a G5 en suzonade contactocon las unidadesintruidas.
De todo lo expuestose llega a la conclusiónde queel complejode Payoestá
constituidopor diversasunidadesgraníticasquepudieronhaberseformado “a priori”
a partir de un mismo fundido y por el doble mecanismo de intrusión- diferenciación.Estahipótesis,quepodríaexplicarfacilmentelas relacionesespacialesobservadasentrelas unidadesdel complejodePayo(01, 02, 03 y 04), resultamásdifícil de comprobar
en el complejode Peflaparda,constituidopor (05 y 06), ya queentredichasunidades
no existerelaciónespacialalguna. Además,entrelos afloramientosagrupadosen07,
el de Villar deFlores puedeperteneceral segundocomplejoy el restoal primero.
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Capitulo 3
CARACTERIZACIÓNPETROGRÁFICA yMINERALÓGICA DE
LAS UNIDADESGRANÍTiCAS
LAS UNIDADES DELCOMPLEJO DE PAVO
Granito biotitico de grano grueso ypoifidico de Gata (GI>
Granito biotitico de grano grueso ypoifidico de Payo (G2>
Granito dedos micas de Casillas cJe Flores(G3)
Granito moscovitico + biotita de LaAIberg ueria(G4>
Granito blotitico de grano fino dePeflaparda (GS)
Granito moscovítico de grano fino de laErmita de San Blas (GB)
El afjoramiento de Villar de Flores (G7A)AFLORAMIENTOSENGLOBADOS EN 07
Los afloramientos de La Fuente del Espinar(G78>
3.CARACTERIZACIÓN PETROGIiAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LASUNIDADES GRANITICAS
3.1 LAS UNIDADES DEL COMPLEJO DE PAYO
3.1.1 Granito biotítico de grano gruesoy porfídico de Gata (Gí)
Características macroscópicas
La unidadgranfticaG1 afloraen las hojas topográficasn~ 573 (Gata) y n1 574(Casarde Palomero),ambasde la provinciade Cáceres.No obstante,la mayorparte
de su superficieseencuentraen la primerahoja. Su extensiónesdeaproximadamente
30 Km2 y su forma es alargadaen dirección NW-SE. Esta unidad intruye en losmaterialesdel CEO, aunqueporel N estáintruidapor lasunidadesgraníticas02 y 06.
Se trata de unarocade granogrueso,inequigranulary porfídica, con fenocristalesde
feldespatopotásico.Es el granitomásbiotítico de los queintegranel complejodePayo,
por lo que es tambiénel más melanocrático.Es el granito con mayor densidaddeenclaves,siendoestos, a su vez, los de mayortamaño.
La abundanciade fenocristalesde feldespatopotásicoescasi unifonne, sin que
estoslleguena superarel 25% del volumen total de la roca,ni a formar acumulados.
Su tamañoes tambiénbastanteuniforme,estandocomprendidogeneralmenteentre 1 y
4 cm. El tamañomásfrecuenteesel comprendidoentre 1 y 2.5 cm. Estosfenocristales
son, en su mayoría, idiomorfos y, ocasionalmente,están orientadosen la misma
direcciónque la de la unidad. Es decir, NW-SE. Otracaracterísticade estaunidades
la presenciafrecuentede nidos de biotita asociadosmuy ocasionalmentea cordierita,
esta última pseudomorfizadapor micas y generalmenterodeadapor cristales de
feldespatoy cuarzo.
Son frecuenteslas estructurasde flujo que se ponen de manifiesto por la
orientaciónde los fenocristalesde feldespatopotásico,a vecesde la biotita y de la
31
3. CARA CTERIZ4CIÓN PETROGRÁFICA YMINERALÓGICA DE L4S UNIDADES GRANITICAS
mayoríade los enclaves,asícomopor la presenciade bandeadoso ‘schlierens” ricosen biotita. Todasestas estructurasde flujo son paralelasal eje mayor de la unidad,especialmenteen las zonascentralesde la misma.
La naturalezade losenclavesesvariada.Los másnumerosossonsupermicáceos,constituidosprincipalmentepormicas y cuarzo.Su longitud máximaesde 20 cm, y sus
bordescasi siempreestánredondeados.En muchoscasossedisponenparalelosa losfenocristalesde feldespatopotásico,lo quesugierequeseríanenclavesincorporadosen
profundidad y orientados por el flujo magmático. Los enclaves constituidos
esencialmentepor cuarzo,biotita, cordierita, sllimanita, granatey feldespatopotásicoson menosfrecuentes,y se localizanen las zonasmásbajasde la unidad. Su tamaño
generalmenteesinferiora5 cm. Estosenclaves,porsumineralogía,sehan interpretado
comorestíticos.
Porúltimo, los enclavesde la rocaencajantehansido localizadosprincipalmente
en las zonasde contactocon el CEO. Estos xenolitos tienen longitudesque pueden
superarlos 80 cm, formasgeneralmenteirregularesy bordesangulosos.
La redfiloniana instaladaen estaunidadestáconstituidapordostiposde diques.
Los másantiguosson subverticales,orientadosNE-SW, con dimensionesquepuedenexcederde los 600 m de longitud y los 20 m de potencia. Procedende la unidad06.Más recientesson los diquesapliticoso aplopegmatíticosque, conpotenciasinferiores
a los 30 cm y orientadosN-S, conanal haz filoniano anterior.
Característicasmicroscópicas
Composiciónmineralógica
Esenciales:cuarzo,plagioclasa,feldespatopotásicoy biotita.Accesorios: circón, ilmenita, monacita, apatitol, allanital, cobaltita, pirital,
arsenopirita y esfalerita.Secundarios:moscovita, clorita, fluorita, sericita, allanita2, apatito2, arsenopirita2,pirita2 y calcita.
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3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANIITCAS
Desdeel puntode vistatextural,estegranitoeshipidiomorfo, heterogranulary
porfídico.
El cuarzo se presentamayoritariamentecomo fenocristalessubredondeados,
menosfrecuentementecomo cristales intersticiales,y como inclusiones,a modo de
gotas, en los fenocristalesde la plagioclasay del feldespatopotásico. Además,es
frecuenteobservarrecristalizaciónincipienteen los bordesde los granosde los dos
primerostipos (LAM. 3.1 A).
Como consecuenciade los procesosde tectonizaciónque afectaronla roca, el
primertipo de cuarzoestádeformado.Estadeformaciónsemanifiestapor unaintensafracturación,extinción ondulante, indentaciónentre los granos y la formación de
numerosospuntostriples.
La plagioclasa (An3O-Anl .7%) se presentacomo fenocristaleseuhedrales-
subhedrales,generalmentezonados.Las maclasmás comunesson las polisintéticasy
la combinacióndeestacon la deCarísbad.Normalmenteestáalteradaparcialmentea
moscovitao sericita(LAM. 3. 1 B) y ocasionalmente,presentasignosdedeformación
como son: el arqueamientode las maclas, la fracturación y el microcizallamiento
(LAM. 3.1 C). Las inclusionesmás abundantesson la biotita, que sepresentaa veces
como diminutos cristalesque salpicantoda la superficiedel cristal patrón (LAM. 3.1
D), el cuarzogotifonne,el circón, la ilmenita, el apatito y la monacita.
En ciertasocasiones,laplagioclasaapareceformandocristalespequeñosislados,
con bordesalbíticos, y localizadosen los intersticiosentre los cristalesde feldespato
potásicoo de feldespatopotásicoy plagioclasa.
El feldespatopotásico (FdK) forma fenocristalessubhedrales,frecuentementemacladossegúnla ley deCarísbady poiquilfticos, con frecuentesinclusionesdebiotita,
plagioclasa, cuarzo, monacita y circón. Los cristales suelen ser pertíticos, con
desmezciasen venas, cordones y parches (LAM. 3.1 E). Los intercrecimientos
vermicularescon cuarzo son frecuentes(LAM. 3.1 F y 3.2 A). El FdK también se
presentaformando cristales anhedralesmás pequeños,mostrandogeneralmenteel
macladoen enrejadotípico de la microclina.
33
3. CARACTERIZACIÓN PETROGIiÁFICA Y MIATERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAIVTZTCAS
LÁMINA 3.1
UNIDAD GRANÍTICA GI
A) Recristalizaciónincipientedel cuarzoen los bordesde los fenocristalesde cuarzo.
B) Fenocristalde plagioclasacasi totalmentesericitizado.
C) Fenocristal de plagioclasaparcialmente sericitizada. Obsérvesela núcrofracturaciény el
arqueamientode los píanosde macladebidosa unadeformaciónposteriora su cristalización.
D) Fenocristalde plagioclasaplagadode inclusionesde diminutoscristalesde biotita, orientados
paralelamenteal eje mayordel cristal.
E) Fenocristalde FdK con variasgeneracionesde pertitas(parches,cordonesy vetas).
E) Intercrecimientovermicularde cuarzoy Fdk.
34
3.CARACTERIZACIÓN PErROGRAFFCA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GPANmCAS
La biotita se presenta en grandesplacas subidiomorfas,con abundantesinclusionesde circón, ilmenita, apatito y monacita. También se encuentracomoinclusionesde tamaño muy fino en los fenocristalesde plagioclasa(1am. 3.1 D),
feldespatopotásicoy, ocasionalmente,en el cuarzo(LAM. 3.2 B). Lo5 agregadosdevarioscristalesxenomorfos,cuyo tamañoesgeneralmentemuy inferior al de las placas
(LAM. 3.2 C), son relativamentefrecuentes.
Las placasde biotita se encuentranalteradasa clorita y, en raras ocasiones,amoscovita(LAM. 3.2 D). Es de destacarqueestasplacassuelenpresentarsignosde
deformacióntalescomo ‘microkinking” y arqueamientode los planosde exfoliación(LAM. 3.2 E).
La biotita aparecetambién, junto a la moscovita, formando agregadosquesugieren un fenómenode seudomorfismode un mineral precursor, probablementecordierita, de la que quedaríasolamentesu contornosubidiomorfo(1AM. 3.2 F).
El circón es generalmenteidiomorfo a subidiomorfo (1AM. 3.3 A) e inducehalospleocroicosen la biotita, en la que normalmenteestá incluido. También puede
aparecerincluido en los fenocristalesde plagioclasay, a veces, en JLos cristalesdeapatito, ilmenita y monacita. Según su morfología, se han podido distinguir dos
generaciones:la primera está representadapor núcleos restíticos, con bordesredondeadosy unaimportantefracturaciónqueno afectael restodel cristal. La segundaestárepresentadapor las capaszonadasquecrecensobre los núcleosrestíticosy porcristalesindividuales,zonadoso no. En amboscasos,el tamañode los cristalespuedesuperarlas 60 ~m.
La ilmenitaesun mineralaccesoriomuy abundanteen estegranito. Aparececasi
siempre incluida en la biotita y la plagioclasa, formando cristales idomorfos asubidiomorfos,con hábito tabular hexagonala seudohexagonal.En amboscasos, el
tamaño puede ser de hasta 100 pm. Ocasionalmentese presentacomo cristalesesqueléticosy formas bastanteirregulares.Incluye cristalesmuy finos de monacitaycircón. Con frecuenciase encuentraalteraday rodeadapor óxidos de Ti.
‘Y
3. CARA CTE/lIZA CIÓN PtTROGR.AFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANÍTICAS
LÁMINA 3.2
A) Intercrecimiento vermicular de cuarzo y Fdk. Se observa también la moscovititacióny
clorititación parcial del FdK y la biotita respectivamente.
E) Imagendeelectronesretrodispersadosdeun cristaldecuarzo(Q) queincluyediminutoscristales
de biotita (Rio) y otro idiomorfo de monacita(1).
C) Aspectomicroscópicode losnidosde biotita. Las formasxenomorfasde todos los cristalesde
biotita y su granconcentraciónpuedensugerirun origenpor contaminación.
D) Imagen de electronesretrodispersadosde un cristal de biotita (Rio) moscovitizada(mus).
Obsérvesecomo la moscovitasustituyea la biotita láminaa lámina.
E) Microkinking en un fenocristal de biotita rica en inclusionesdemineralesaccesonos.
E) Aspectode cristalesde biotitay moscovitaqueparecenpseudomorfizara un niineral precursor,
probablementecordierita.
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3. CARA dE/lIZA dON PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANÍTICAS
La monacitaaparececomo cristalesidomorfos a subidiomorfos,con tamañoscomprendidosentre15 y 95 gm (LAM. 3.2B y 3.3 A y B). Está incluidageneralmente
en las placas de biotita, en las que induce intensoshalos pleocrólcos. En algunaocasión,la monacitaestáincluidaen los fenocristalesdeplagioclasa,feldespatopotásico
o en los granosde cuarzo.En muchoscasosseencuentraalteradaa apatito,allanita ycompuestoscomplejosde Th, sustituyéndolatotal o parcialmente.La monacitaincluyecristalesmuy pequeñosde circón.
El aparito esgeneralmenteidiomorfo a subidiomorfo. Aunque:puedeaparecerincluido en los fenocristalesde plagioclasay feldespatopotásico,está normalmente
relacionadocon las placas grandesde biotita, tanto en forma de inclusionescomorodeando a dichas placas. Aparece en secciones prismáticas con relación
longitud/anchuravariable, pero inferior a 8. Las seccionesbasalesson las másabundantes.En ocasionesincluye cristalesde circón y monacita.De acuerdocon su
morfología y relacionestexturales se han distinguido dos generaciones:la primera,ortomagmática con las características anteriormente descritas y, la segunda,
postmagmáticay representadapor cristalescon formas irregularesquese encuentranen las microfisuras de ambos feldespatosy que pueden ser el producto de laremovilización del apatito ortomagmático. También se encuentraen forma de
digitaciones,junto con fosfatoscomplejosde Th, creciendosobrelos cristalesalteradosde monacita.
La allanita es escasay puedeconsiderarsede dos generaciones.La primeraessubidiomorfa,zonaday estáincluidaen el feldespatopotásicoy la plagioclasa(LAM.
3.3 C). La segundatieneformas irregularesy ocupalas microfisurasde las plagioclasas(LAM. 3.3 D). Las característicastexturalesde la primerainducena pensarqueestemineral esde cristalizaciónmagmática,apesarde que la allanita no es una fasetípica
de estetipo granitos.La segundapuedeinterpretarsecomo secundariay productodela alteración de la monacita,aunqueen esta unidad no se haya observadoninguna
relaciónentreestaúltima y la allanita.
37
3. CARA CTEPJZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANÍTICAS
LÁMINA 3.3
A) Imagen de electronesretrodispersadosde un cristal de biotita (4), incluyendo un cristal
subidiomorfode monacita(1), quea su vez incluye parcialmentecristalesidiomorfosdecircón
(2). El cristal de biotita incluye ademásilmenita (3) y moscovitasecundaria(5), estaúltima
productode la alteracióndel mineral patrón.
Ii) Imagendeelectronesretrodispersadosdeun cristaldebiotita (3)que incluyeun cristal idiomorfa
demonacita(1), así comodiferentescristalesde ilmenita con hábito tabular (2).
C) Imagende electronesretrodispersadosde un fenocristal de albita (2) que incluye un cristal
subidiomorfoy zonadode allanita(1).
O) Imagende electronesretrodispersadosde un fenocristal de feldespatopotásico(2), en cuyasmicrofisurasse encuentraallanitasecundaria(1).
E) Imagendeelectronesretrodispersadasde un crista]de biotita (2) que incluye cristal xenomorfo
de arsenopirita(1), monacitaalterada(4) y cuarzosecundaria(3).
F) Imagen de electrones retrodispersadosde un cristal de biotita (3) que incluye un cristal
subidiomorfodepirita (2). Obsérveseque Ja pirita incluyeun crista] subidiomorfode cobaitita
(1).
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3. CARACTERIZACIÓN RETROGRÁFICA Y MINERALÓGiCA DE LIS UNIDADES GP.4NTICAS
La cobairita esmuy escasa,es subidiomorfay con tamañode grano < 20 j¿m.Se encuentraincluida o asociadacon los cristalesde pirita y ambosincluidos en la
biotita (LAM. 3.3 F).
La pirita aparececon dos formas quepuedencorrespondera dos etapasdecristalización.La primeraessubidiomorfa,estáincluidageneralmenteen las placasdebiotita y puedeincluir a la cobaltita(LAM. 3.3 19. La segundaes xenomorfay ocupalas microfisuras de la biotita, junto con fluorita (LAM. 3.4 A y B). La piritasubidiomorfase ha interpretadocomoortomagmáticay la xenomorfacomosecundaria.
La arsenopirira es de idiomorfa a xenomorfa.Los cristalesidiomorfos estánincluidos en la biotita inalterada.Los cristalesxenomorfosestánsiempreasociadosamonacitaalteradae incluidos ambosen la biotita cloritizadao localizadosen espaciosintergranulares(LAM. 3.3 E). Estas texturas inducen a pensarque este mineral es
ortomagmático,pero afectadopor la alteracióndel mineral que lo incluye y de losaccesoriosasociadoscomola monacita.
La esfalerita es escasa,tiene formas subidiomorfasa xenomorfasy apareceincluidaen la biotita. Los cristalesxenomorfosseencuentranocasionalmenteasociadosa la fluorita. (1AM. 3.4 B).
La moscovitaforma cristalesde tamañode granomedio afmo, y procedede latransformaciónde la biotita (LAM. 3.2 D y 3.4 C), la plagioclasay el feldespatopotásico.En ella aparecen,en muchoscasos,restosde dichosminerales,,Tiene formas
bastanteirregularesy su tamañode granoes muy inferior al del restode los minerales
esenciales.Por suscaracterísticastexturales,puededecirsequecasi toda la moscovitaes secundaria.Además, cuandoprocedede la biotita, la moscovita suelecontenerinclusionesde óxidos de Fe y Ti, elementosno incorporadosen su red.
La clorita aparece,junto con la moscovita,estrechamenterelacionadacon labiotita de la que procede.Sueletenertamañode granofino y formas irregulares.
39
3. CARA CTEPJZA ClON PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAA’ITI CAS
LÁMINA 3.4
A) Imagendeelectronesretrodispersadosdebiotita (Bio) microfisuradaqueincluyepiritaxenomorfa
(¡‘y) de formación secundaria.(St o 544> indicancontenidosbajosde Sen Japirita.
B) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal microfisuradodebiotita (Bio) que incluye
esfalerita(Spb), pirita (Py), fluorita (FI) y circón (Zr). Obsérvesecomo todosestosminerales
seencuentranen las microfisurasde la biotita.
C) Imagenampliadade la anterior.En ella destacala presenciade fluorita (FI), tanto en Los planos
de exfoliación como en las microfisurasde La biotita. Obsérvesecomo la biotita (Bio) es
reemplazadapor moscovita(Mus) y cuarzosecundarios(Q).
40
3.CARACTERIZACIÓN PETROGPJFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANÍTICAS
La fluorita es de formaciónsecundaria,tiene formas lenticularesy apareceen
las microfisuras y los píanosde exfoliación de las placas de biotita parcialmentecloritizadas(LAM. 3.4 B y C).
La sericita forma cristalesfinísimos,principalmenteen las zonascentralesdela plagioclasazonada.
La calcita aparece en raras ocasiones, es xenomorfa y se encuentra
principalmenterellenandolas microfisurasdel cuarzo.
De acuerdocon las relacionestexturalesobservadasentre las distintas fasesmineralesdescritas,se sugierela secuenciade cristalizaciónresumidaen la Tabla3.1.
SECUENCIA DETabla3.1
CRISTALIZACIÓN DE LA UNIDAD 01
MINERALES ETAPA ETAPAMAGMÁTICA SUBSOLIDA
CircónIJ.menitaMonacitaApatitoAllanitaCobaltitaPiritaArsenopi ritaEstaleritaBiotitaPlagioclasaFdICCuarzoMoscovitaClorita
—
FluoritaSericitaCalcita
41
3.CARACTERIZACIóN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANITICAS
3.1.2 Granito biotitico de grano gruesoy porfídico de Payo (G2)
Caracter~ticas Macroscópicas
Es la unidadmás extensade las que constituyenel macizode Cadalso-Casillasde Flores.Ocupaunaextensiónaproximadade 160 1Cm2, repartidaentrelas Hojas 550
(Puenteguinaldo)y 573 (Gata).
Se tratade unaroca de granogruesoa muy gruesoy porfídica, con frecuentesacumulaciones de fenocristales de feldespato potásico. Tiene un contenidomoderadamentealto en biotita, y la abundanciade los enclaveses menor que en la
unidadGí.
El tamañode los fenocristalesde feldespatopotásicovaría entre 1 y 8 cm,siendoel másfrecuenteel comprendidoentre 1.5 y 3.5 cm. La mayorpartede ellos
son idiomorfos, aunque los de tamaño superior a 5 cm son normalmentesub-idiomorfos, y con abundantesinclusionesde biotita. Aunque no esfrecuenteque estos
fenocristalesesténorientados,han podido medirsealgunasdireccionespreferenciales,
siendola másfrecuentela NW-SE, y las más rarasla N-S y E-W. En ocasiones, losfenocristalesconstituyenaproximadamenteel 60 % de la roca,comoen el sectorde la
Dehesade la Genestosay en algunaszonaspróximasa la fronteraconPortugal,entrelos términosmunicipalesde Casillasde flores y Navasfrias.No obstante,en general,los fenocristalesde FdK sólo representanalrededordel 30% de la roca.
La biotitaestá,engeneral,homogéneamentedistribuida,aunqueocasionalmenteforma concentraciones,a modode nidos,cuyosdiámetrospuedenoscilarentre 1 y 1.4cm. Los bandeadoso “schlierenes”biotfticos son menosfrecuentesy sehan observadoen algunospuntosal N de Casillasde Flores.Asociadasa estos“schlierens” aparecen
bandasparalelasmuy leucocráticas,formadaspor fenocritalesde feldespatosy cuarzo.
En muy rarasocasionesaparecenfenocristalesisladosde turmalina, idiomorfos
a subidiomorfos(LAM. 3.5 A), asociadosgeneralmentecon aglomeradosde cuarzo.
42
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANITICAS
Otra característicade esta unidad es la presenciade enclaves graníticos
redondeados,con diámetrosa vecessuperioresa 80 cm, de tamañode granogmeso,biotíticos y porfídicos. Estos enclavesestán siemprebordeadospor fenocristalesdefeldespatopotásico, e incluso por enclaveshornfélsicosalargados, lo que sugiereun
procesode “stopping’, medianteel cual, los bloques, al incorporarseal fundidomagmático, causaríancambios en la orientacion de los fenocristalesy enclaves
pequeños.Estos enclaveshan sido interpretadoscomo restosde los bordesy del techodel granito de la unidadQl.
De forma muy puntual, y dentrode la roca encajante,se han podido observardiferenciadosaplíticosgriesenizados,formadosprincipalmentepormoscovitay cuarzo,
con texturaplumosa.
Los enclavesde esta unidadgranítica son de rocas metamórficasy graníticas.Entre los primeros,destacanlos enclaveshornfélsicos(comeanas),los supermicáceosy los gneísicos.Entre los segundos,dominan los enclavesmicrogranularesy los de
composicióngraníticade granogrueso.
Los enclaveshomfélsicostienen un tamañocomprendidoentre 15 y 40 cm. Engeneral,presentanbordesirregularesy angulosos,siendomuy abundantesen las zonasdel granito próximasal contacto con el encajante.Desde el punto de vista texto-
estructuraly composicionalson muy semejantesalas rocasmetamórficasde la aureolade metamorfismode contactodesarrolladasobreel CEG. Estascaracterísticassugierenqueestosenclavesprocedendel encajantey quefueronincorporadosal magmagranítico
en el nivel actual de su emplazamiento,o muy cerca de él. Están compuestosesencialmentepor cuarzo, moscovita, biotita y cordierita, generalmentealterada amoscovita. Además, en algunaszonas apicales, aparecen “roof pendentes’ cuyos
aspectostexto-mineralógicosson similaresa los de ¡os enclavesde la roca encajante(LAM. 3.5 B).
Los enclavessupermicáceostienen formaselongadas,ovaladaso elipsoidales.Su longitud máximano superalos 10 cm y su distribuciónes bastanteirregular. Estánconstituidosesencialmentepor biotita, sillimanita, andalucitay cuarzo.La plagioclasay la moscovitaestánen menorproporción, mientrasqueel circón y los minerales
43
3.CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANI77CAS
LÁMINA 3.5
UNIDAD GRANÍTICA G2
A) Fenocristalsubidiomorfode turmalinarodeadopor feldespatosy cuarzo.
B) “Roof Pendent”en laentradade la localidadde El Payo,por la carreterade CasillasdeFlores.
C) Enclavegneisicode muy pequeñotaniaf¡o localizadoen la Debesade la Genestosa.
44
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFíCA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
opacos son también abundantes.Estas característicassugieren que estos enclavesprocedende rocas profundasde la cortezay fueron incorporadosal magmagraníticodurantesu ascenso.
Los enclavesgneísicos son muy poco frecuentes,y han sido localizadossolamenteentrespuntos,dosde ellosen la Dehesade la Genestosay otro en el Puentedel Villar (LAM. 3.5 C). Son ovalados,con bordesredondeadosy su eje mayor nosuperalos 5 cm. Estascaracterísticas,junto conel hechode queestetipo de materiales
no aflorenen la zonadeestudio,sugierenqueestosenclavestienenun origenprofundo,pudiendotratarsede restosdel protolito generadordel magmagranítico, o trozosdematerialgneisicoincorporadosal magmaen zonasmuy profundasde la corteza.
Los enclaves ígneos son microgranularesy graníticos, siendo las únicasdiferenciassusdimensionesy el tamañode grano.
Los enclavesmicrogranularessonbastantefrecuentes,contamañosque oscilanentre 3 y 15 cm y formas generalmenteovaladas.Su distribución en el plutón es
bastantehomogénea,aúnqueson másfrecuentesen la zonacentraly en los bordes.Elcontactoentreestosenclavesy el granito sueleser neto, aunquetambiénseobservantránsitosgraduales.Desdeel punto de vista mineralógicoson similaresal granito quelos incluye, pero con un tamaño de grano mucho más fino. Están compuestospor
biotita, plagioclasa,feldespatopotásicoy cuarzo,comomineralesesenciales,eilmenita,apatito, rutilo, circón, monacita y andalucita, como accesorios. Los mineralessecundariosson la moscovita,la sericita,el rutilo, la fibrolita y la anatasa.
Los enclaves graníticos presentan formas variadas (angulosas, ovaladas,
discoidales,irregulareso redondeadas)y un tamañovariableentre <5 cm y > 75 cmde largo. En general,son muy semejantesal granito que los contiene,pero siempre
presentanun color más oscuro. La excepciónla determinanaquellos que son másredondeados,cuyo tamañode granoy contenidoen biotita sonbastantesimilaresa los
del granito. Sucomposiciónmineralógicaes tambiénsimilar a la del granitoG2. Estáncompuestospor biotita, plagioclasa,feldespatopotásico y cuarzo, como minerales
esenciales,e ilmenita, apatito,circón, rutilo, andalucitay monacita,comoaccesorios.Entre los mineralessecundariosaparecenla moscovita,la fibrolita, la sericita,el rutiloy la anatasa.Muchos de estos enclavesse concentrancerca del contacto entre las
unidadesQl y G2, especialmenteaquelloscontamañosuperiora los 40 cm delongitud.
45
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAF1CA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANTTICAS
Igualmente,los enclavesmásredondeadosson másabundantesen las partescentrales
de estaunidadG2.
Las rocas filonianas existentesen esta unidad son diques aplíticos y apIo-
pegmatíticoso granfticos,estosúltimospertenecena las unidadesdel segundocomplejo.También se han observadovenasde turmalina y diquesde cuarzo.
Entre los primeros, la generaciónmás antigua está orientadaE-W, tienepotenciascentimétricasy longitudesmétricas. Otra generaciónposterior, quees muy
abundante,está orientadaN-S y tiene potenciasy longitudes similares a las de laanterior.La tercerageneraciónesmástard~,estáorientadaNE-SW y, ocasionalmente,
presentanpotenciasde hasta0.6 m y longitudesde basta800 m.
Las venasde turmalinason másabundantesen las zonascentralesde la unidad
y menosfrecuentesen los bordes.Estánsiempreorientadasal N o al NE, suspotenciasvaríanentre.5 y 1 cm y suslongitudespuedenalcanzarlos 100 m. Estasvénulascortan
a los diques apliticos o aparecen en el centro de algunos de los filones apio-
pegmatíticos,por lo queseríanposterioresa ambos.
Los diquesde cuarzopresentangeneralmenteunadireccióncomprendidaentreN30 y N5OE, potenciasquesuperanel metro y longitudesquea vecespuedenexcederlos 100 m. El máspotentese localizaentrelos pueblosde Payo y Peñaparda.
Característicasmicroscópicas
Composiciónmineralógica
Esenciales:cuarzo,plagioclasa,feldespatopotásico1, biotita y moscovital.Accesorios: circón, ilmenita, monacita, apatitol, xenotima, pirita, loellingita,
arsenopirital, esfalerita, calcopirita, andalucita, uraninita, turmalinal y rutilol.Secundanos: moscovita2,clorita, sericita,allanita,arsenopirita2,barita,calcita,rutilo2,turmalina2, fibrolita, fluorita, oxí-hidróxidos de Fe con P, apatito2, compuestos
complejosde Th y P, albita y feldespatopotásico2.
Su textura es hipidiomorfa, heterogranularde grano gmesoy porfídica. Se
46
3. CARA eTERIZACIÓN PEIXOGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GR4MTICAS
caracterizapor la presenciacasi constantede prismasidiomorfos a subidiomorfosde
andalucita.
El cuarzo, de acuerdocon suscaracterísticastexturales,puedehaberseformado
en diferentesfases.
La primera generación(Q1) está constituida por cristales redondeadosasubredondeadosque, a modo de gotas, están incluidos en los fenocristalesdeplagioclasay feldespatopotásico.Estecuarzoincluyeocasionalmentediminutoscristales
de biotita y podríarepresentarel cuarzode cristalizacióntemprana.
La segundageneración (Q2) apareceformando agregadospolicristalinos ocristalesxenomorfosaisladosy constituyeaproximadamenteel 90% del cuarzode laroca. Este tipo presentageneralmentesignos de deformacióntalescomo: extinción
ondulante,indentaciones(LAM. 3.6 A) y numerosasfisurasintracristaliríasqueparecenevidenciarla acción de una tectónicafrágil posteriora la cristalizaciónde la unidad.
La tercerageneración(Q3) sepresentaen cristalesintersticialesconun tamañode granomuy fino. Estageneraciónparecemarcarel final de la cristalizacióndel Q2,ya quese localizaen los bordesde los cristalesde esta segundageneración, llegandoincluso a rodearlos.
De forma muy puntual, el cuarzoapareceen forma de granospoligonizados,formandoentresí ángulosde l20~ (LAM. 3.6 B), o bien relacionadocon la formación
local de fibrolita, incluyéndolao intercreciendocon ella,
La plogioclasa (Anl4 An8 %) se presentaen fenocristales idiomorfos a
subidiomorfosy generalmentezonados.Aunque el carácterzonadoes constante,enmuchasocasioneses bastantedébil. Las maclasmás frecuentesson las polisintéticas,seguidaspor la combinaciónde éstas y la de Carisbad. Estos fenocristalesincluyen
cristalesde biotita, apatito, ilmenita, cuarzoy, a veces,cristalesfinos de plagioclasa.La alteraciónmáscomúnesa moscovitay/o sericita,queselocalizafundamentalmenteen las partescentralesde los fenocristales.
La plagioclasa(An26-Anl4%)estátambiénpresentecomocristalessubhedrales-anhedralescon tamañode granobastanteinferior a los anteriores.
47
3. CARA eTERIZACIÓN PE27?OGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANiTI CAS
LAMINA 3.6
A) Granosde cuarzoindentadosy con extinción ondulante.
B) Granospoligonizadosdecuarzocon puntostriplesque formanun angulode 1200.
C) Imagendeelectronesretrodispersadosde un fenacristalde feldespatopotásico(KFd). Obsérvese
la albita (Ab) secundariadesarrolladaen la microfisuradel KFd.
U) Fenocristalde feldespatopotásicocon variasgeneracionesde pertitasprincipalmentevetasycordones.
E) Imagende electronesretrodispersadosdeunabiotita (Biot) parcialmentecioritizada,que incluye
cristalesde apatito (Ap). Obsérvenselas lentículasde feldespatopotásico(KFd), subproducto
de la cloritizaciénde la biotita, en los píanosdc exfoliaciónde estaúltima, asícomo un cristal
de xenotima(1) incluidoen otro de apatitode mayor tamaño.
F) Fenocristaldebiotita rico eninclusionesdemineralesaccesorios.Obsérvesecomolamayorparte
de éstosestánasociadoscon el bordedel cristal.
48
3. CARA CTERIZA CIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UMDADES GRANII7CAS
Durante la etapapostmagmáticase formó una generaciónde albita que se
localiza en las microfisurasde los fenocristalesde feldespatopotásico(LAM. 3.6 C).
Elfeldespatopotásicotienetamañosy morfologíasdiferentes.Los fenocristalesson idiomorfos o subidiomorfosy contamañosvariablesentre 1 y 1.6 mm. A menudo
presentanla macla de Carísbady tienenpertitasen parches,cordonesy venas(1AM.3.6 D). Estos fenocristalespresentanintercrecimientossimplectíticoscon el cuarzo.Incluyen cristales de biotita, plagioclasa,cuarzo, circón e ilmenita. Los cristales
xenomorfosson de menor tamaño,conla maclaen enrejadotípica de la microclinaynormalmentesin inclusiones.Estemineraltambiénforma lentícutasentrelos planosdeexfoliación de la biotita cloritizada <LAJA. 3.6 E), formado a partir del K liberado
durantedicha alteración.
Los dosprimeros tipos texturales,sobre todo los fenocristales,estánafectados
porprocesospostmagmáticosdealteracióntalescomomoscovititacióny sericitización.
La biotita sepresentaen cristalesidiomorfos a sub-idiomorfos,contamañodegrano comprendidoentre 0.2 y 0.3 mm. Contiene abundantese intensos halospleocrólcosoriginadospor la actividadade los mineralesradioactivosincluidosen ella(LAM. 3.6 F y 3.7 A). Entre ellos se han identificado la monacita,el circón, laxenotima y la uraninita. Otros mineralesincluidos en la biotita son el apatito, la
ilmenita y los sulfuros. La biotita puede, a su vez, estar incluida en los cristalesde
plagioclasa, feldespato potásico y, más raramente, en los de andalucita.Ocasionalmente,esintergranular,situándoseprincipalmenteentrelos granosde cuarzo.
Ambos tipos estánparcialy localmentealteradosa clorita, observándosela asociaciónde óxidos de Ti con esta última (1am. 3.7 B). Además, el primero de ellos estáfrecuentemente deformado, con los planos de exfoliación curvados y con“microkinking”.
La moscovitapresentatambiénaspectostexturalesvariadosque han permitidoestablecer,al menos, dos generaciones.La moscovital o primaria forma cristales
subhedrales,cuyo tamañoes generalmenteinferior queel de las biotitaspróximas.Eneste caso, los bordes de los cristales están bien definidos y, a menudo, tienen
49
3. CARACTERIZACIóN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAN1TICAS
inclusionesde circón, monacita,ilmenita, xenotimay apatito, mineralesgeneralmenteidiomorfosa subidiomorfosy sin signosde alteración.Además,estetipo de moscovita
no presentaen su interior restosde otros mineralesesencialeso accesoriosni óxidosde Ti o Fe en susplanosde exfoliación.
La moscovita2o secundariatienetamañosvariablesy sepresentanbajo dostipostexturalesdiferentes.El primeroprocedede la alteraciónde la biotita y presentaformas
tabularesó esqueléticas,incluyegeneralmenterestosdeestaúltimaó manchasdeóxidosde Ti y ocasionalmenteestáasociadoa la clorita. El segundotipo es xenomorfo, sedesarrollasobrelos cristalesde plagioclasa,feldespatopotásicoy andalucitaa la que
puedellegara sustituirtotalmente.Incluyerestosde estosmineraleso englobacristales
de andalucita.
El circón forma cristalesgeneralmenteidiomorfos, con hábito prismático ytamañovariable. Cuandoestáincluido en la biotita, estárodeadopor halospleocróicos(LAM. 3.7 C>. También está incluido en el resto de los mineralesesencialesy en
algunosaccesorioscomoel apatitoy la monacita.Estascaracterísticaspermitendeducir
que la cristalizacióndel circón es, en parte, anteriora la del apatitoy la monacita.
La ilmenita es el minen> opacomás abundanteen estegranito. Es idiotnorfa,
conhábito seudohexagonalavecesperfecto(1AM. 3.7 D). Puedeaparecertambiéncon
formastabulareso esqueléticas.Está incluida en todos los mineralesesencialesde laroca, aunquecon mayorfrecuenciaen la biotita. Incluyea su vez mineralesaccesorios
comoel circón, la monacitay la xenotima.Estaúltimarelacióntexturalsugiereque lacristalizaciónde dichosmineralesaccesorioses, en parte, anteriora la de la ilmenita.
Ocasionalmentese observanóxidos de Ti en sus bordes,productosde su alteración(1AM. 3.7 E). La ilmenita idiomorfa estásiempreincluidaen la biotita y tienetamaños
que puedenalcanzarhasta120 ~m, mientrasque la esqueléticaes la de menortamañoy estáincluidaen la biotita cloritizaday en los feldespatos.
La monacita sepresentaen cristales idiomorfos a subidiomorfos,de tamaño
variable, aunquecasi nunca superanlas 50 gm (LAM. 3.7 E). Está incluida en lasplacasde biotita, en las queinducehalospleocróicos,en los fenocristalesde feldespato
50
3. CARA CTERI7&4ClON PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
potásico y plagioclasa,en la moscovital y en el apatito. Puedeincluir cristalesmuy
pequeñosde circón. Al igual que en la unidad granftica anterior, ia monacita seencuentra,parcialo totalmentealteradaa apatito,compuestoscomplejosdeTh (LAM.3.8 A) y allanita. La desestabilizaciónde la monacitay sus productosde alteraciónserándiscutidosen el capitulode químicamineral.
El apatitoesel mineralaccesoriomásabundantey conmayortamañodegrano.Formaprismascortosy subidiomorfos(LAM. 3.6 Ey 3.7 A) y, menosfrecuentemente,
placasxenomorfas.Deacuerdocon suscaracterísticasmorfológicasy texturales,sehandistinguidodos generaciones.La primeraesortomagmáticay seencuentraincluida oasociadaa las placas de biotita y, en menor medida,incluida en los fenocristalesde
feldespatopotásicoy plagioclasa.También apareceen los espaciosintergranularesdeestosminerales.Susinclusionessonpequeñoscristalesde circón, xenotiinay monacita.La segundageneraciónes el resultadode la alteraciónde la monacita.Estageneraciónde apatito aparecea veces, sobre los cristales alteradosde monacita,junto con
compuestoscomplejos de Th (LAM. 3.8 A). En otros casos, sustituyeparcial ototalmentea la monacita,presentandoen su interior restosde estaúltima.
La xenotimaes mucho menosfrecuenteque los accesoriosdescritoshastaelmomentoy forma cristalesxenomorfosqueestánincluidos en la ilmenita y el apatito
ortomagmático(LAM. 3.6 E). Estarelacióntexturalsugierequela segregaciónde laxenotimase inició en etapasmuy tempranasde la cristalizaciónmagmática.
La piNta es de idiomorfa a xenomorfay su tamañovaría desde <10 ~ma
>200 gm. Está incluida en la biotita o aparecerellenandolas microfisurasde laplagioclasay el feldespatopotásico,e incluso los espaciosintergranulares.En baseaestasobservaciones,la pirita puedehaberseformado en dos etapas,la magmáticay la
postmagmática(LAM. 3.8 E y C).
La loellingita es idiomorfaa subidomorfay contamañosmáximosde 180 Mm.Está incluida siempreen la biotita y, en ocasiones,apareceparcialmenterodeadapor
arsenopirita.Segúnestasrelacionestexturalesla loellingita pareceser ortomagmáticay de cristalizaciónprecoz(LAM.3.8 D).
51
3. CARACTERIZACIóN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANmCAS
LAMINA 3.7
A) Fenocristalde biotita rico en inclusionesde mineralesaccesonos.Es de destacarcomo loscristalesde apatito,quecorrespondena las formasseudobexagonales,tiendena situarseen las
paflesperiféricasdel cristal de biotita. Obsérvenseademáslos halospleocroicosinducidospor
los mineralesradioactivos.
E) Imagende electronesretrodispersadosde unabiotita cloritizada.Observensélos oxidos de Ti
(TiO2) en forma de elipse sobrela clorita (Chi), productode¡a alteraciónde la biotita.
C) Diferentescristalesdecircón incluidosen un fenocristaldebiotita. Obsérvesela orientaciónde
los cristales de circón paralelos el eje mayor del cristal, así como los halos pleocroicos
producidosen su mineralpatrón.
D) Imagende electonesretrodispersadosde biotita (4), que incluye ilmenita idiomorfa (1), apatito
(2) y circón (3).
E) Imagendeelectronesretrodispersadosdebiotita (4) queincluye ilmenita idiomorfa(1), rodeada
por unacoronade oxidosde Ti (2), productosde su alteración.Igualmente,la biotita incluye
un cristal idiomorfo de monacita(3).
52
3. CARA CrER~ZAClON PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANIIICAS
La arsenopirita forma cristales subidiomorfos a xenomorfos, con tamañosinferioresa 40 jan. Apareceincluidaen la biotita y la clorita o rodeandoparcialmentealgunoscristalesde loellingita, incluidos tambiénen la biotita (LAM. 3.8 D y E).
La esfalerira essubidiomorfaa xenomorfay con tamañosmáximosde 50 ~m
(LAM. 3.8 C y 3.9 A). Se encuentraincluida en la biotita, la clorita y, en ocasiones,en los cristalesde pirita incluidos a su vez en la biotita.
La calcopirita esde subidiomorfaa xenomorfay apareceincluidageneralmenteen los cristalesde cuarzoy moscovita.
De acuerdocon las relacionestexturalesentreestos sulfuros y los minerales
esencialesdel granito, se puede decir que todos ellos son de cristalización
ortomagmática,aunquealgunosde ellos, como la pirita, hayan sido afectadosporprocesosposterioresde removilización.
oOoDadala importanciaque tienela presenciade sulfurosmagmáticosen estetipo
de rocas,seha creido convenientehaceraquíun resumendel significadopetrogenético
de estos minerales.
Tradicionalmente,los sulfuros en las rocas graníticas se han considerado
secundariosy formadosen etapashidrotermales.Sin embargo,algunosautores(Pantó,1975; Speer, 1987; Whalen y Chappell, 1988) indicaron la presenciade sulfuros
primarios en rocas graníticas.Por otra parte, sulfuros como la pirita puedenserortomagmáticosy de cristalizacionprecozcomo ocurre en el complejo de Bushveld(Ramdhor,1967). TambiénMurataet al. (1983) y Muratae Itaya (1987) indicaron laexistenciade pirita, pirrotina, calcopirita y arsenopirita, tanto magmáticascomo
hidrotermales,en los granitos“5” e “1” de la zonacentraldel Japón.Además,Ishihara
et al. (1983) y Ishiharaet al., (1988) concluyeronque, en los granitos(leí tipo “5”, elcontenidoen azufredisminuyeal aumentarel % de Ab+Or+Q normativos,y queel
sulfuro ortomagmáticopredominanteen estosgranitoses la pirrotina, mientrasque lacalcopiritay la arsenopiritaaparecencon menosfrecuencia.
53
.St. CARACTERIZACIÓN PETROGR4FICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GR.ANITICAS
LÁMINA 3.8
A) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal biotita (Biot) microfracturada.En la parte
inferior de Ja imagense observaun cristal de monacitaalteradoa apatito (Ap) y a fosfatos
complejosde tono (restosblancos).Destacatambién la presenciade fluorita en los píanosde
exfoliaciónde la biotita.
8) Imagende electronesretrodispersailosde feldespatopotásico(KFd) y albita (Ab). Obsérvesela
presenciade pirita (Py) xenomorfaentreel KFd y la albita y en las microfisurasde ambos
nunerales.
C) Imagende electronesretrodispersadosde unabiotita (Biot) que incluye pirita idiomorfa (Py),
apatito(Ap) y monacita(Mz). Observeseel cristal subidiomorfodeesfalerita(Sphl) incluidoen
la pirita.
D) Imagen de electrones retrodispersados de un cristal biotita (Riot) parcialmente
moscovitizada(Mus) queincluyeun cristalsubidiomorfode loellingita. Obsérvesela fina corona
de arsenopirita(Aspy) que rodeaa la loellingita.
E) Imagen de electrones retrodispersadosde una clorita (ChI) que incluye un cristal
subidiomorfode arsenopirita(1) y oxidosdeTi (2).
54
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES G&4NITICAS
En cuantoa los granitoshercínicosespañoles,similaresa los aquí estudiados,Pérez del Villar y de la Cmz (1989) señalaron la presencia de pirita asociada¡ntiimamentecon uraninitaortomagmáticaen el granitode El Berrocal(Prov. Toledo),argumentandoquedicha pirita es ortomagmática.Más tarde, Pérezdel Villar et al.,
(1994 y 1995) identificaron arsenopirita, calcopirita, esfalerita y galena, siempreincluidos en los minerales esencialesdel mismo granito, e interpretadoscomo
ortomagmáticos.
En resumen,se puededecir que los sulfurospresentesen las .rocasgraníticas
aquí estudiadaspueden ser tanto magmáticos, en algunos casos precoces,comohidrotermales.Los primeros son la pirital, esfalerital, loellingita, calcopirital y laarsenopirital y los segundosson la pirita2, arsenopirita2y calcopirita2. Además, la
presenciade sulfuros ortomagmáticoses indicativo de la baja fo2 en queestasrocasgraníticascristalizaron.
oOo
La andalucira es el silicato alumínico más abundanteen esta unidad y, enocasiones,se encuentraen cantidadesque puedenllegar al 0.5% de la roca. Suscaracterísticastexturalespuedenresumirseasí:
a) Cristalesidiomorfos a subidiomorfoscon hábito prismático(LAM. 3.9 A), a veces
aciculares,queincluyen cristalesdebiotita, circón, apatitoe ilemnita.
b) Cristales más isométricos, redondeadosa subredondeados,incluidos en la
plagioclasa,la biotita y el feldespatopotásico.
c) Cristalessubredondeadoso prismáticosy blindadospor moscovita(LAM. 3.9 C).
Estascaracterísticastexturales,particularmenteel idiomorfismo, sugierenque
la andalucitatieneun origenmagmático,ya que si fueranxenocristaleso fasesrestíticas
tendríanhábitosxenomorfos.Además,ni los enclavesde corneanasencontradosen lazonadecontactoentrela unidadG2 y el CEG, ni los supermicáceos,consideradosde
mayorprofundidad,contienenandalucitaidiomorfa o con tamañosimilar. Igualmente
su abundanciano guardarelaciónconla presenciadeenclaveso xenolitosen el granito,
por lo queestehechoseríatambiénun criterioparadescartarun posibleorigenrestíticoo por asimilación.
55
3. CARACTERIZACIóN PtTROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANTITCAS
LÁMINA 3.9
A) Imagende electronesretrodispersadosdeunabiotita (Biot) microfisuraday alterada.Obsérvese
Japresenciade esfaleritaxenomorfa(Sph>, moscovita(Mus>, óxhlo de Ti (1102),clorita (Chi)
y cuarzo (Q) en la zonade alteracion.
II) Cristal idiamorfoy prismáticode andalucita.
C) Cristalesde andalucitablindadospor moscovitaproductode ¡aalteraciónde la primera.
D) Cristalespequeñosde biotita cloritizados. Obsérveseel aspectoradiadodel rutilo secundario.
E) Imagende electronesretrodispersadosde una biotita (Biot) parcialmentemoscovitizada(Mus).
Destacanlosóxidosde Fe(Fe), productosdedichaalteración,en la microfisuradel cuarzo(Q).
F) Intercrecimientode fibrolita y turmalinasecundaria.
56
3. CAP.ACTERrZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UN1DADES GRANITICAS
Por otra parte,suposiciónen la paragénesis,incluyendoa la biotita, al circón,al apatitoy a la ilmenita, pero nuncaa los feldespatosni al cuarzo,podría indicar que
su formación es anterior a estos últimos minerales esencialesy posterior a losaccesoriosy esencialescitadosanteriormente.
La uraninita solamenteha sido identificadaen una lámina. Es subidiomorfayesta incluidad en biotita. No obstante,se han identificadonumerosos“boxworks” deeste mineral, tanto en la biotita cloritizada como en los feldespatosalcalinos. Estoinducea pensar,por un lado, quela uraninitaesortomagmáticay que ha sido afectada
porprocesospostmagmáticosde alteración,y porotro, quesu cristalizacióntuvo lugar,de forma casicontinuada,a lo largode todo el procesode cristalización~.La ilustración
de este mineral se encuentraen el capítulodedicadoa la distribución geoquímicaymineralógicadel U.
La turmalina, por sus formas y relacionestexturales,parecehaberseformadoen dos fases: la primera, ortomagmáticaaunque tardía, apareceen fenocristales
subidiomorfosy asociadoscasi siempreal feldespatopotásicoy al cuarzo(Q2). Lasegunda,de cristalizaciónpostmagmática,sepresentareuenandolos espaciosentrelos
cristalesprimarios, y englobandoal cuarzo,a la plagioclasay a la andalucita.Tambiénrellenanlas fisuras intracristalinasde estosmineralesesenciales.En ocasionesincluye
abundantesfibras de sillñnanitao estáintercrecidacon ella, Por ello, la formaciónde
la turmalina secundariase puedeconsiderarcomo simultáneao posteriora la de lafibrolita y, probablemente,inducidapor reaccionesqueconsumenfeldespatopotásico,albita y biotita, en presenciade fluidos ricos en B (Sheareret al., 1984).
2ALBITA +2HCI 4 2NaCI + AI,SiO5 +SSiO, + H,O [1]
2K-f±2HCI4 2KCI+AI2SiO5+5S10,I-H,0 [21
2BIOTITA +5102+SAI,SIO,+2NaCI+6H,BO, 4 ZTURMALINA+2KC1 +71120 [3J
El rutilo aparecede dos formas distintas: en forma de cristalesacicularesincluidos ocasionalmenteen el cuarzo(Q2), y comosubproductode la cloritizacióndela biotita. En esteúltimo casoadoptadisposicionesradialesy entrecruzadas,segúnun
ángulode aproximadamente600. Es decir en disposiciónsagenítica(LAM. 3.9 D).
57
3. CARA CTERIZ4CIÓN PErROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANflTCAS
La clorita sepresentaen cristalesanhedralesde pequeñotamañoy asociadoa
la biotita, de la cualprocede(LAM. 3.7 B y 3.9 D).
La sericira sepresentaen pajuelasmuy finas, concentradasen los núcleosmás
cálcicosde los fenocristalesde plagioclasa.La seritizaciónde la plagioclasaseproduceprobablementepor la siguientereacción:
PLAGIOCLASA+H20+IU ~ SERICITA +6S10,+NC+(Ca29 [4f
El K necesarioparaestareacciónpuedeprocederdel sobranteen los procesos
de cloritización, fibrolitización o moscovitización.
La allanita, mineral en parteortomagmáticoen la unidadGí, es secundarioen
la G2, y formadoa partir de la monacitamagmática.Esteprocesode alteraciónserádiscutidoen el capítulode quñuicamineral. La allanitapresentaformas irregularesy,
en ocasiones,crecesobrela mismabiotitaqueincluye, a suvez, a la monacitaalterada.En otros casos apareceincluida o englobadaparcialmentepor la clorita, o inclusodistribuidairregularmentepor las microfisurasdel feldespatopotásicoy la plagioclasa.
La primera relacióntextural sugiereque la transformaciónde la monacitaen allanitaes simultánea,en parte, con la cloritizacionde la biotita.
La fluorita apareceincluida en la moscovita y en la biotita cloritizada,
aprovechando,en amboscasos, los planosde exfoliación (LAM. 3.8 A). También seencuentraen espaciosintergranularesentrela moscovitay el feldespatopotásicoo entrela plagioclasay el cuarzo.Con menosfrecuenciaapareceen las microfisurasde laplagioclasao rellenandohuecosde disoluciónde esteúltimo mineral.En ocasionesse
encuentratambiénasociadaa la monacitaalteradao junto con la allanita secundaria.Con menosfrecuenciaenglobafosfatos complejo de Th, silicatos de Fe con As, ycristalesmuy pequeñosde pirita. En todosestoscasosla fluorita puedeconsiderarsede
formación secundaria.
Labarita esescasa,xenomorfay estáincluidaen los fenocristalesdelfeldespato
potasico.
58
3. CARACTERIZACIÓN PE7XOGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LLS UNIDADES GRANÍTICAS
La calcita es másabundantequela barita y seencuentraen las ¡nicrofisurasdelos mineralesesencialesy, ocasionalmente,de algunossecundarioscomo la clonta.
Los al-hidróxidos de Fe se encuentrancomo inclusiones irregularesen los
fenocristalesde la plagioclasay el feldespatopotásicoy rellenandolas ¡nicrofisurasdelos cristalesdel Q2 (LAM. 3.9 E). Además,en esteúltimo caso, generalmenteestánrelacionadosdirectamentecon la biotita de la queprocedenprincipalmente.
Loscompuestoscomplejosde Vi seencuentranprincipalmentesobrela monacita
alteraday asociadosal apatitosecundarioproductode la alteracióndel primerfosfato.Con menos frecuenciaaparecenen las microfisuras del feldespato potásico y laplagioclasa,a vecesjunto con la fluorita.
Lafibrolita, segúnsu distribución espacial,es de dos tipos: e][ primero, que
apareceincluido en las placasde moscovita,es escaso,pero se encuentradistribuidocasi uniformementeen toda la unidad. Esta fibrolita podríahabersefonnadopor unprocesode alteraciónhidrotemal,por la reacción:
2KA1,Si,0O(OM~,+2W 4 3A1,SiO5 +2C +35i0.,+3H 20 (Vemon, 1979) [5]
La segundasuelelocalizarseen las zonasde contactoentrela unidad 02 y la
03, concretamenteen los puntosA y B del contacto.Además,en estaszonasaparecenlos siguientes rasgos texturales: recristalizacióny poligonización de los granos de
cuarzo,formaciónde subgranosquetiendena serlenticularescuandoestánrelacionadoscon la fibrolita, y apariciónde bordesmirmequiticosen la plagioclasao en los contactosentreéstay el feldespatopotásico.
Lascaracterísticastexturalesde estesegundotipo de fibrolita son las siguientes:- Fibras incluidaso intercrecidascon la moscovita,la turmalina(LAM. 3.9 F) y elcuarzo.
- Fibras rodeandoa los cristalesde andalucita,pareciendoradiar desdeestos últimos
(LAM 3 10 A).
- Fibras reemplazandoa la biotita (LAM. 3.10B, C, D y E) y, en menormedida,a la
plagioclasay el feldespatopotásico.
59
3. CARACTERIZACIÓN PETROGR4FICA YMINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
LÁMINA 3.10
A) Aspectode los cristalesde andalucitaen la muestratomadaen el punto (A) del contactoentre
02 y 03. Se observacomo los cristalesestán total o parcialmenterodeadaspor fibrolita
(tonalidadmarrónoscuro)
B) Relaciónfibrolita-biotita. Obsérvesecomolas fibras estánreemplazandoa la biotita, quedando
restosde estaúltima (color anaranjado)entreellas. Además, las fibras se localizan en las
microfisurasdel cuarzo.
C) Fibrolita reemplazandodiferentescristalesde biotita.
D) Fotomicrografíatambién similar a la anterior.Obsérvesecomo la biotita es reemplazadapor
fibrolita y cuarzo.
E) Fotomicrograffasimilar a las dosanteriores.En ellas destacanla forma lenticular del FdK,
(cristal pequeñoy fracturado situadoen el centro de la foto), y la presenciade agujasde
silimanitajunto a las fibras.
E’) Idénticaa la anterior,en la quedestacaademás,la presenciade cuarzolenticularen el Centro
de la foto y las fibras en las microfisurasdel cristal de cuarzo.
60
3.CARA CTERIZAClÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE lAS UNIDADES GRANÍTICAS
- Fibrasconcentradasen los espaciosintergranulares,bordesde otros cristaleso en lasmicrofracturasde la roca (LAM 3.10 A, B, E y F y 3.11 A).
Todasestascaracterísticasson indicativasde que el segundotipo de fibrolitatambiénes secundario.Además, la presenciade esta fibrolita en los bordes de los
granos, espacios intergranularesy en las microfisurasindicaría la intervención defluidos en su formación.
La existenciade fibrolita secundaria, tanto en rocas graníticas como enmetamórficas,ha sido explicadaporun procesode metamorfismode contacto(Klien,1965;Barreray Bellido, 1986;Kerrick, 1987; Kerrick y Speer,1988), o porun procesode metasomatismoácidoo “basecationleaching” (Tozer, 1955; Vemon, 1979; Vernonet al., 1987; Kerrick 1987; Kerrick y WoodsWorth, 1989 y Foster, 1990).
Los autorespartidariosdel primer procesoexplican la fibrolita secundariade
las rocas graníticascomoel resultadodel metamorfismode contactoinducido por laintrusiónde otropulsomagmático.Deestamaneraseinterpretóla presenciade fibrolita
y andalucitaen las aureolasde contactoentre los granitos “younger” y “older” enPortugal(Klien, 1965), la existenciade fibrolita y andalucitaen los contactosentrelosgranitostardíos y los granitos anterioresen Galicia (Barrera y Bellido, 1986) y la
fibrolita en las aureolasde contactode los plutonesde Ardaray Fanad(Kerrick, 1987).
Entre los autorespartidariosdel segundoproceso,Vernon (1979)proponeparala formaciónde la fibrolita, ademásde la reacción[5], las siguientesreacciones:
2NaAlSi,O~ + 2W 4 Al,SiO5+2Na~±5SiO,+H,O [6]
CaAI2SI2O,+2W 4 A½SiOs+Ca2~+SSiO
2+11,0 [7]
2KAISi,0,+2H4 4 A1,SiO,+2K~+5Si0,+11,0 [8]
2K(Mg.Fe,.~,AlSi,0,0(OH~+I4HCI 4 AI,SiO5+2KCI+SSiO2+9H,O+6(Mg1,Fe,.)CI,[91
El ataqueácidode los mineralesprecursoresseproduciríapor la interacciónde
fluidos ricos en II~ de origen hidrotermal,o bienpor la acciónde fluidos ricos en HCI,y/o HF liberadosdurantelos estadiostardíosde la cristalizaciónmagmática.
En el casoaquíestudiado,todoslos aspectostexturalesde la fibrolita sepodrían
explicar considerándolade formación postmagmáticay/o hidrotermal y por la
61
3. CARACTERIZACIóN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANÍTICAS
intervenciónde fluidos tardi-postmagmáticoso hidrotermalesde carácterácido. No
obstante, la relaci6n observadaentre la fibrolita y la andalucitapodría indicar un
aumentode la temperaturaen aquellaszonas donde el magmade 03 se puso encontactoconzonasconsolidadasde02 (LAM. 3.10 A).
Además,Vernon (1979),al observarrelacionessimilaresentrela andalucitay
la fibrolita, sugierequela fibrolita reemplazóa la andalucitaenel campodeestabilidadde esta última a una temperaturacomprendidaentre670-700 <‘C y una presión no
superior a 2 Kb. También Frezzotti et al. (1994), determinaronuna temperaturacomprendidaentre550y 670parafibrolitassimilaresa lasaquíestudiadasen granitos
peralumínicosde la Antártida.
Porotra parte, la presenciade la fibrolita en las microfisurasy los bordesde los
granos,podría indicar, ademásde la intervenciónde fluidos, la formación de dichafibrolita en unaetapaposteriora la cristalizacióncompletade dichosminerales.
De acuerdocon lo expuesto,se sugiereque, en estecaso,el metasomatismodehidrógenoy el metamorfismode contactopudieron intervenir en la formación de la
fibrolita descrita.Así, por un lado, el magmade la unidad03 provocaríaun aumento
de temperaturaen los puntosdondeexistíandiferenciasfísicas acusadas,dandolugar
a la formación de la fibrolita relacionadacon la aindalucita, y por otro, los fluidospostmagmáticosprocedentesde dicho magma desestabilizaríanla biotita y ¡os
feldespatosde la unidad02, causandosu fibrolitización.
La formación de los minerales relacionadoscon la fibrolita (turmalina,moscovitay cuarzo), se puede explicarconsiderandoque la desestabilizaciónde labiotita daríalugar a la liberaciónde K, Fe, Mg y Si, mientrasquela formaciónde lamoscovitaconsumiríael K y la de la turmalinala mayorpartedel Fe y Mg liberados.
Además, en este caso, las asociacionestexturalesentre la moscovita, turmalina yfibrolita son similares a las citadas por Pitcher y Berger (1972), en Donegal. Porúltimo, la sílice liberada en estas reaccionesoriginaría el cuarzo que aparece
intercrecidocon la fibrolita.
A modode resumensepuededecirque, en la unidad02, la fibrolita relacionadaconla andalucitaseformó enunascondicionesde presióny temperaturasimilaresa las
62
3. CARACTERIZACIÓN PE77WGRAF1CA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GP.AMTICAS
determinadaspor Frezzotti et al. (1994), y por el metamorfismode contactoinducidoen la unidad 02 por la 03. Los fluidos calientesy ácidosprocedentesde esta última
unidadseríanlos responsablesde la fibrolitizaciónde la biotita y los feldespatosde launidad 02, y solamenteen los puntos donde se apreciael contacto entre ambas
unidades.Los cationesliberados durantela fibrolitización de la biotita participaronprobablementeen la formaciónde la moscovita,turmalina y cuarzorelacionadosconla fibrolita. Además,dadoque la mayorpartedel contactoentre02 y 03 esgradual,
y que dicha fibrolita se localiza concretamenteen los puntosA y B (pág. 26) delcontactoentreambos,sepuedesugerirqueel magmade 03 sepuso en contactocon
zonasconsolidadasde 02 posiblementeen esosdos puntos.
SECUENCIA DETabla3.2
CRISTALIZACIÓN DE LA UNIDAD 02
MINERALES
CircónIlmenita
ETAPAMAGMÁTICA
ETAPASUBSOLIDA
MonacitaApatitoAllanitaPiritaArsenopiritaEstaleritaXenotimaLoellingitaUraninitaAndalucitaBiotitaPlagioclasaFdKCuarzo
—
MoscovitaCloritaFluoritaSericitaCalcitaRutiloCalcopiritaBaritaFibrolitaOx-OH-FeComplejos de ThTurmalina
De acuerdo con las relaciones texturales observadasentre los minerales
63
3. CARACrERIZACIÓN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GR,4ND7CAS
esenciales,accesoriosy secundariosde launidad02, la secuenciade cristalizaciónpudoser, aproximadamente,la quese resumeen la Tabla 3.2. Así, primero cristalizaríala
mayor partede los mineralesaccesorios,seguidospor la biotita, la plagioclasa,elfeldespatopotásico,moscovitay cuarzo.
3.1.3 Granitode dos inicas de Casillasde flores <G3)
Característicasmacroscópicas
Estaunidadaflora en una extensiónaproximadade 45 Km, en la hoja n0 550
(Fuenteguinaldo).Se trata de una roca de grano medio a grueso y, en ocasiones,
porfídica, especialmenteal N de la unidad. De acuerdocon el tamañode grano,estaunidad presentados facies de variación cuya delimitación cartográficaes difícil de
establecer.La primera esde grano medio,a vecesgruesoy contendenciaporfídica.Losfenocristalesdefeldespatopotásicollegana formar, en ocasiones,hastael 1596 de
la roca. La segundaesde grano medio, tendiendoa ser másfmo en algunospuntoscercanosal contactocon el granitoG2.
A pesarde esta heterogeneidaden el tamañodegrano,estaunidad, en todasu
superficie,presentabiotita y moscovitaen proporcionessemejantes.
La red filoniana asociadaa esta unidadestá compuestapor diquesaplíticos o
aplopegmatíticos,diquesde cuarzoy diquesbásicos.Los primerostienen longitudesmétricasy potenciasno superioresa 30 cm. Estánorientadosgeneralmenteal NE y conmenosfrecuenciaal N. Los segundostienentambiénlongitudesmétricasy potenciasinferioresa 60 cm. La mayorpartede ellos tienendireccionesentreN30-45E,aunque
ocasionalmente,se han medido direccionesde N60-70E.En general,aparecenmuyfracturadosy, en susbordeso dentrode las fracturas,presentanoxi-hidróxidosde Fe.Del tercergrupo sehan localizadodos diquesbásicos,unoen la salidade CasillasdeFlores hacia Navasfriasy el otro en la mixta de Casillas, amboscon dirección NF.
Además,en algunossectoresde esta unidad,aparecenvenasde turmalinaque, conespesoresmilimétricosy longitudesmétricas,cortanatodaslas estructurasmagmáticas.
64
3. CARA CrEArLA CIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRÁNfl7CAS
En otroscasos,la turmalinaseencuentraen el centro de los diquesaplo-pegmatíticos,sobretodo en las zonascolindantesal contactoentrelas unidades02 y 03.
En estaunidadgranítica,la frecuenciade los enclaveses muchomenorque enlas dos anteriores.Entre ellos se han diferenciadosólo dostipos: los primerosson losdenominadossupermicáceos,que tienenun tamaño normalmenteinferior a 8 cm de
longitud y una distribución bastante regular a lo largo de toda la unidad. Sucomposiciónes muy similar a la de los enclavessupermicáceosde la unidad02, y su
origen es tambiénparecidoal propuestoparaellos. Los segundosson los del granitoencajante,que generalmenteseencuentranen la faciesporfídicay en lasproximidadesal contactocon la unidad02. Puedenalcanzaslongitudesmáximasde 60 cm y tienen
siempreformaselipsoidales,conbordesredondeados.La relaciónentreel ejemayor/ejemenores de aproximadamente8, pareciendoindicar que la incorporaciónde estosenclavesal magmagranftico G3 se realizó cuando02 estabaaúnen estadoviscoso.
Características microscópicas
ComposiciónMineralógica
Esenciales:cuarzo,plagioclasa,feldespatopotásicol,biotita y moscovital.Accesorios: circón, ilmenita, monacita, apatito1, pirita, andalucita, arsenopirita y
uraninita.Secundados:moscovita2,clorita, sericita, allanita, barita, calcita, mtilo, turmalina,fibrolita, fluorita, oxi-hidróxidosde Fecon P, apatito2, fosfosiicatosde TRL, silicatos
de Th, albita y feldspatopotásico2.
Se tratade unaroca hipidiomorfa, generalmenteequigranular,a vecesporfídica
y de granomedio a grueso.
El cuarzo aparecebajo tres formas diferentesque se han interpretadocomocorrespondientesa tresgeneraciones:i) cuarzogotiforme(QI), incluidoen el feldespato
potásico y la plagioclasa, u) agregadospolicristalinos (Q2), a veces con formassubredondeadas,y presentandosignosevidentesde deformacióntalescomoextinción
ondulante, indentacionesy fracturación intensa. Este segundo tipo que es el másabundante,incluye agujas de rutilo, cristales de biotita, circón, apatito, feldespato
65
3. CARACTERIZA CC)A/ PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANÍTICAS
potásicoy, en rarasocasiones,ilmenitay iii) Cuarzoirregular(Q3), quegeneralmenteaparecereemplazandoa la moscovita.
La plagioclasa (Anl4 - An2%) se presentaen fenocristalessubhedrales
anhedrales,zonadossolamenteen la faciesporfídica (LAM. 3.11 B). También formacristalesidiomorfos a subidiomorfos(An7 - Aní 96) macladossegúnla ley de la albita.
Incluye a la biotita, al circón y a mineralesopacos.Tambiénaparececomocristalesdispersose intersticiales. En general,está afectadapor procesosde seritizacióny
moscovitización(LAM. 3.11 C). El primeroafectaa laspartescentralesy máscálcicasde los fenocristales,y el segundosueleempezarpor los bordesde los cristales y los
planos de macla. Además, al igual que en 02, existe una generaciónde albitasecundariaque se encuentraen las microfisurasde los fenocristalesdel feldespato
potásico.
Elfeldespatopotásicosepresentageneralmentecomofenocristalessubhedralesa anhedralesde microclina,con la típicamaclaenenrejado,macladoso no segúnla ley
de Carísbad. También apareceen cristales pequeñosy anhedrales,dispersos eintersticiales.En muchasocasiones,es subproductode la cloritizaciónde la biotita yse dispone, en forma de lentículas, entre los píanos de exfoliación de la biotita
cloritizada.
La biotita sepresentade varias formas: i) comocristalestabularessubhednles
o seccionesbasaleshexagonales(LAM. 3.11 D), ricos en inclusionesde minerales
opacos,apatito,circón y monacita,estaúltima rodeadapor intensoshalospleocroicos;u) comoinclusionesde tamañode granomuy fino en el cuarzoy la plagioclasa,y sininclusiones; y iii) comopequeñoscristalesaislados,con hábito acicular, a veces en
posición intergranular,poco alteradosy sin inclusiones.Estetipo es másfrecuenteenlas faciesdegranomedio.
El primer tipo de biotita está frecuentementeafectadopor los procesosde
moscovitizacióny cloritización.La moscovitaasíformadapresentaen suinteriorrestos
de la biotita precursoray óxidos de Fe y Ti (LAM. 3.11 E). La cloritizaciónde labiotita dió lugara rutilo (LAM. 3.11 F) o anatasay feldespatopotásico.En loscristales
parcialmentealterados es frecuente observar agujas entrecruzadasde rutilo, en
66
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GTt4NITI CAS
disposiciónsagenítica.En ocasiones,los óxidos de Fe, productode la alteraciónde labiotita, rellenan microfisuras del cuarzo y la moscovita, o están directamenterelacionadosconla biotitaalterada.
La moscovitase presentaen casi igual proporción que la biotita, aunque,encasosmuy concretos,predominala primerasobre la segunda,dependiendodel grado
de alteración que hayasufrido la roca. Utilizando los mismos criterios que paralaunidad G2, se puede decir que, en 03, están representadastanto la moscovita
magmáticacomola de formaciónpostmagmática.Lascaracterísticasde ambostipos demoscovitason las siguientes:
La moscovita consideradacomo magmáticaaparece,en general, formandocristalesde tamañomedioa fino en comparacióncon la biotita. Incluyeun grannúmerode mineralesaccesorioscomo son: la monacita,el circón y el apatito. Este tipo demoscovitano suelepresentaróxidos de Fe y Ti en su interior, suscontactoscon otros
mineralesson netos y su superficiesueleser limpia.
La moscovita postmagmática,aunque se presenta con formas variadas,generalmenteforma placasgrandesprocedentesde la transformaciónde la biotita. En
estecaso, la moscovitaconservacasi siemprerestosde la biotita, y los óxidos de Fey Ti liberadosdurantela moscovitización,quesuelenconcentrarsesiguiendolos planosde exfoliaciónde la primera. Tambiénseencuentraformandoagregadosentrecruzadosy microcristalinosdentrodelos fenocristalesdeplagioclasa,dispuestossegúnlospianosde macla y en los bordesde los cristales.En rarasocasionesforma cristalesaciculares
dentro del feldespato potásico. Finalmente, la moscovita es producto de la
transformaciónde la andalucitay, en estecaso,apareceblindandoa estaúltima.
El circón sepresentaen cristalesidiomorfos, contamañosqueoscilanentre >5y <70 gm. Estos últimos están a veces zonadosy, en algunoscasos, intensamentefracturados.Está incluido en el apatito, la biotita, la plagioclasa,el feldespatopotásico(LAM 3.12 A, B y C), el cuarzo y, raras veces, en la moscovita magmática.Los
cristalesde menortamañodan lugara halospleocróicosen la biotita.
La ilmenira es másescasaqueen el granitoG2. Tiene hábito tabular y puede
alcanzar longitudesde hasta 100 pm. Está incluida en la biotita (LAM. 3.12 D) y,
67
3. CARACTERIZACIóN PETROGRÁPICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANTTICAS
ocasionalmente,en los fenocristalesde plagioclasa.En raras ocasioneslos bordesdelos cristalesestántransformadosen óxidosde Ti.
La monacitaesmenosabundanteen estaunidad que en las dos anteriores.Es
subidomorfaa xenomorfa(LAM. 3.12 A y D), con tamañosmáximosde 30 ~m.Estáincluidaprincipalmenteen la biotita, originandoen ella intensoshalospleocroicos.Seencuentratambién como inclusiones en la plagioclasa, la moscovita, el feldespato
potásicoy el apatito. Al igual queen las unidadesanteriores,la monacitasueleestarintensamentealterada. Los productos de dicha alteración son apatito, Compuestos
complejosde ‘Ib, de TRJ.. y allanita.
El apatito sepresentaen cristalessubredondeadoso prismáticos(LAM. 3.12A,B y D). Está incluido principalmenteen la biotita, sobre todo en sus zonas más
periféricas,y conmenosfrecuenciaen los feldespatos.El tamañode los cristalesvaríadesde >5 ~m hasta<200 t¿m. Sueleincluir cristalesmuy pequeñosde circón. En
ocasiones,los cristalesdeapatitose disponenformandocoronasalrededorde la biotitao anillosdentrodela misma,lo quesugierequela cristalizacióndel apatitoesalgomástardía que la de otros mineralesaccesorioscomo el circón y la monacita. En esta
unidad, al igual que en las anteriores,apareceuna segundageneraciónde apatito,
formadadurantela etapapostmagmáticao hidrotermal.Este tipo de apatitose forma,en general,comoproductode la alteraciónde la monacita,a la quesustituyeparcial ototalmente.Aparecetambiénrellenandolas microfisurasde los feldespatosalcalinos,
sobre todo de la albita.
Lo pirita es muy escasay aparecesolamentedentro de algunoscristales de
biotita cloritizados.
La andalucitaesmenosfrecuenteen estaunidadque en la 02. Cuandoexiste,forma cristalesdepequeñotamaño,blindadospor cristalesde moscovita,en cuyo caso,los restos de andalucita tienen generalmentecontinuidad óptica. Las relacionestexturalesentrela andalucitay la moscovitasugierenquepartedela moscovitaprocedede la transformaciónde la andalucita,la cual seríaprobablementeortomagmática.
68
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANmCAS
La arsenopírita apareceaccidentalmente,es xenomorfa y está asociadaa lamonacita alterada. Ambos minerales están incluidos en la biotita parcialmente
cloritizada.
La uraninita, aunqueno ha sido identificadacomo tal, se ha deducidopor laexistenciade numerosos‘boxwork” incluidosenlos mineralesesencialescomola albita
y el feldespatopotásico.Estos “boxworks” evidencianla cristalizaciónortomagmáticade estemineral y su posterioralteración.
La cíorita procedede la alteraciónde la biotita y es másabundantementequeen las dosunidadesanteriores.En los casosen los quela cloritizaciónno escompleta,
se suelenobservarlas típicassegregacionesde óxidos de Fe y Ti, concentradosa lolargo de los píanosde exfoliación, así como lentículas neoformadasde feldespato
potásico.En otroscasos,la cloritapuedeaparecerformandocristalesindividuales,contamañode granomuy fino, o formandoagregadosfibroso-radiados.
La sericita apareceen las partes centrales de los cristales de plagioclasa,particularmenteen los de la faciesde granogrueso.
La allanita ha sido observadasolamenteen dos muestras,presentandoformasirregulares.Comoya se ha dicho, esproductode la alteraciónde la monacitay está
siempre asociadacon la fluorita, apareciendoambas en las microfisuras de la
plagioclasa.
El rutilo es menosabundanteen estaunidad que en la anterior.Procede,en sumayor parte, de la clorititación de la biotita, localizándosesiempreen su interior, endisposiciónsagenítica,o con formas irregulares,a veces,radiadas.
Lafibrolita es muy escasay seencuentraincluidadentrode algunoscristalesdemoscovita. A diferencia de la unidad G2, la fibrolita no apareceen las zonas decontacto,por lo quesehabríaproducidopor la fibrolitización de la moscovitaduranteuna etapahidrotermal.
69
3. CARA CTERIZ4CIÓN PETROGR FICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANÍTICAS
LMINA 3.11
A) Fenocristalde cuarzo fracturado. Obsérvese la presencia de fibrolita en las rnicrofisuras del
cuarzo, las cuales rodean parcialmente también el cristal de andalucita (centro izquierda) de la
foto.
UNIDAD GRAN~r1CA G3
B) Cristal zonado de plagioclasa de la facies porfídica. Destaca la fuerte seritización de la parte
centraly máscálcica.
C) Fenocristal de plagioclasa moscovitizado. Obsérvese la presencia de restos de plagioclasa dentro
de la moscovita.
D) Cloritización parcial de la biotita. Destacael rutilo, subproductode dicha alteración, en
disposiciónsagenítica.
E) Cristal idiomorfo de biotita incluido en FdK. Obsérvesecomo los mineralesaccesonosforman
doscoronas,la primeraconstituidaprincipalmentepor diminutoscristalesde monacitay circón
y la segundapor cristalesde apatito(tonalidadmás grisácea).
E) Moscovitización de [a biotita. Obsérvenselos restosde biotita dentro de [a moscovitay la
superficiesuciadeestaúltima, debidoa losóxidosdeFe y Ti no incorporadosen su estructura.
70
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANÍTICAS
Losoxi-hidróxidosde Feaparecenen formade vénulas,a vecesirregulares,queaprovechanlas microfisuras de minerales como la moscovita y el cuarzo. Sonprincipalmenteproductosde la moscovitizaciónde la biotita y, en muchos casos,
guardanunarelacióndirectacon estadítinia (LAM. 3.12 E).
Los silicatos de lii son muy escasosy, al igual que en la unidad G2, son
productosde la alteraciónde la monacita.
La turmalina, adiferenciade la unidadG2, solamenteaparececomosecundaria,y siempre con formas irregulares,penetrandopor las microfracturasde la roca y
englobandoalgunosmineralesde la misma.
Losfosfosilicatosde TRL son tambiénmuy escasosy procedende la alteraciónde la monacita.
Tabla3.3SECUENCIA DE CRISTALIZACIÓN DE LA UNIDAD 03
MINERALES
Circónlírnenita
ETAPAMAGMÁTICA
EtapaSUBSÓLIDA
MonacitaApatitoPiritaArsenopiritaUraninitaAndalucitaBiotitaPlagioclasaFdl<
— —
CuarzoMoscovitaCloritaAllanitaFluoritaSericitaCalcitaRutiloBaritaFibrolitaOx-OH-FeSilicatos de THTurmalinaFosfosil. de TRL
71
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANIT1CAS
LÁMINA 3.12
A) Imagende electrones retrodispersados de biotita (Biot) parcialmentemoscovitizada(Mus) que
incluye circón (Zr), monacita(Mz) y apatito (Ap). Este último a su vez incluye diminutos
cristalesde circón.
B) Imagendeelectronesretrodispersadosdeun crital debiotita (6) que incluye abundantes cristales
dc circón (1) y apatito (2).
C) Imagende electronesretrodispersadosdeun fenocristaldefeldespatopotásico(KFd) queincluye
un crista] zonadode circón (Zr).
D) Imagende electronesretrodispersadosde biotita (6) con inclusionesde monacita(1), ilmenita
(2), óxidosde Ti (3), moscovita(4) y abundantescristalesde apatito(5).
E) Imagendc electronesretrodispersadosde cuarzo(Q) y moscovita(Mus). Destacala presencia
de óxidosde Fe en las microfisurasde ambosminerales.
72
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGíCA DE LAS UNIDADES GRANTZ7CAS
La barita y la calcita son xenomorfasy se encuentrancasi siempredentrodelos feldespatosalcalinos, concretamenteen las zonas con mayor intensidad demicrofisuras.
De acuerdo con las relaciones texturales observadasentre los minerales
esenciales,accesoriosy los secundariosde la unidad granftica 03, la secuenciadecristalizaciónpodríaser la que se resumeen la Tabla 3.3.
3.1.4 Granito moscovítico + biotita de La Alberguería (G4)
Característicasmacroscópicas
Estaunidadaflora en unasuperficieaproximadade 22 Km2, en la hoja n0 550(Fuenteguinaldo).EstásituadaentreLa Pueblade Azabay La Albergueríade Argañóny limitada, al >1, por los sedimentosterciarios-cuaternariosde la cuencade Ciudad
Rodrigo, extendiéndose,por el W, hacia Portugal. Está constituidapor un granitomoscovíticocon mayor o menor cantidadde biotita segúnlas zonas.En ocasiones,
presentacarácter porfídico, con fenocristalesde feldespatopotásico idiomorfos osubidiomorfosque superan los 5 cm de longitud. Estos fenocristales suelen estardesorientadosy asociadosa zonaspegmatfticas.El carácterporfídico sepuedeobservar
especialmenteen algunospuntosal S de La Atalaya o al salir por la carreterade LaAlbergueríade Argañón haciaLa Pueblade Azaba.
Estaunidades la másevolucionadadelas descritashastael momentoy presentaescasosenclavessupermicáceoso microgranulares,estos últimos de composición
graníticay detamañomuy pequeño,casisiempreinferior a 4 cm de longitud. A su vez,es la unidad más pobre en biotita y más rica en moscovitade las quecomponenelcomplejode Payo.
Al igual que la unidadG3, estáformadapor dos facies: unade granitode dosmicas con biotita subordinada,y otra de granito aplopegmatftico.La primera, con
tamañode grano medio a gruesoy no porfídica, sepone en contactocon el granito
73
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES CRANfl7CAS
biotítico y porfídico de granogrueso(02) y conel granitode dosmicasde CasillasdeFlores(03). En amboscasos,el contactoestámarcadopor la presencia,dentrodeesta
unidad,de una franja degranitocontamañode granomásfino. La segundatieneescasa
representacióny aflora sólo en la zonaNF. El contactoentreambasfacies, si es que
existe, es difícil de determinar.
En esta unidad son frecuenteslas estructurasde flujo como los bandeadoscuarzo-feldespáticosasociadosa otros biotíticos, ocasionalmenteparalelosal contactocon las unidades02 y 03. Tambiénson muy abundanteslas aplitasy las pegmatitas
que, formandodiques y masas,estándistribuidos irregularmente,sobre todo en laszonasmarginalesde la unidad.En ocasiones,existenláminashorizontalesdepegmatitas
queparecenhaberseemplazadoen diaclasasprimarias. Además,aparecendiquesde
cuarzoque, con escasapotencia,estánorientadosal NF, aflorandoprincipalmenteen
la zonacentral.
Característicasmicroscópicas
ComposiciónMineralógica
Esenciales: cuarzo,albita1, feldespatopotásico1, biotita y moscovitalAccesorios: circón, ilnienita, monacita,apatitol, pirita, andalucitay rutilol.Secundarios:moscovita2,clorita, sericita,barita,rutilo2, turmalina, fibrolita, apatito2,albita2, feldespatopotásico2y oxi-hidróxidosde Fe con U adsorbido.
Desdeel punto devista textural,setratade unarocadetendenciaequigranular,
hipidiomorfay con tamañode granomedio a grueso.
El cuarzosepresenta:i) enforma defenocristalesindividualessubredondeados,
que incluyen cristales de biotita y agujas de rutilo; u) en forma de agregadospolicristalinosque, incluyenbiotita, circóny rutilo, y queaparecenen generalrodeadosporfeldespatopotásico;y iii) enformadecristales,probablementepostmagmáticos,que
ocasionalmentereemplazana la moscovita,albita y al feldespatopotásico.
En los dosprimeros,es frecuenteobservaralargamientos,indentacionesentre
74
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA YMINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
los granosy puntostriples (LAM. 3.13 Ay B).
La albita (An <4%) se presentageneralmenteen fenocristaJessubhedralesoanhedrales,y menosfrecuentementeen cristalesde tamañomásfino. Las maclasmáscomunesson las polisintéticas,segúnla ley dela albitay la combinadaalbita-Carlsbard,
Los cristalesno estánzonadospero casisiempreestánalteradosa moscovitay/osericita.Incluyen a la moscovita,al cuarzoy másraramentea la biotita. Es frecuente
observartambiénla neoformacióndealbita2 en las microfisurasde los fenocristalesdefeldespatopotásico.
El feldespatopotásico se presentabajo tres formas: 1) como fenocristalessubhedralesa anhedralesque incluyen a la biotita, la albita, al cuarzo y mineralesopacos.Estos fenocristalesrepresentanla primerageneraciónde feldespatopotásicoque, en algunoscasos,puedeserposteriora la del Q2, y en otros, contemporáneos.
Ii) Comocristalesmáspequeños,anhedralese intersticialesy pobresen inclusionesyiii) como cristales lenticularesdentro de la biotita cloritizada. Estos últimos son el
productode la clorititación de la biotita, al igual que en los casosanteriores.
La biotita es muy escasay, en general, se encuentrabajo dos formas muydiferentes:1) comocristalesde hábitotabulary bordesocasionalmenteirregulares,queincluyen apatito, ilmenita, monacitay circón, estos últimos situadosgeneralmenteen
las partes periféricasde los cristales (LAM. 3.13 C); ji) como pequeñoscristalesaciculares,a vecescloritizados(LAM. 3.13 D), pobresen inclusionesy casi siempre
en posición intergranular.
Al igual que en la unidadesanteriores,la biotita de mayortamañosueleestarcloritizada, observándoseel rutilo, subproductode dicha alteración,en disposiciónsagenftica(LAM. 3.13 E).
La moscovitaes la mica dominanteen estaunidady, al igual queen 62 y 63,
pertenece a dos generacionesdistintas. La magmática,queaunqueaparececon dife-
‘75
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRt4NITICAS
LÁMINA 3.13
A y B) Diferentes formas y tamaños de los cristales de cuarzo. Destacan el alargamiento de los
subgranos y la formación de puntos triples
C) Apecto generalde la biotita de la unidad G4. Obsérvese el anillo de minerales accesorios, los
cualesse encuentranen las zonasperiféricasdel cristal. Porel contrario,el centrodel mismo
carece de inclusiones.
D) Cristalesde biotitacon tendenciaacicular. Destacala escasezde inclusionesen dichoscristales.
E) Cloritización completa de un cristal de biotita. Obsérvense las agujas de rutilo, subproducto de
dichaalteración,condisposiciónsagenítica.
F) Moscovita secundariaproductode la alteracióndela plagioclasa.Obsérvenseel ligeromicrokinkingen el cristal de moscovita.
76
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAN177CAS
rentestamaños,presentaterminacionesbien difinidas e incluye al circón, la monacita
y, en ocasiones,al apatitol.La secundaria,quesueleaparecertambiéncon diferentestamaños,procedede la alteraciónde los feldespatos,(LAM. 3.13 F), la biotita y laandalucita.Casi siemprecontienerestosde estosminerales,así comoóxidos de Fe yTi cuandoprocedede la biotita. Ambos tipos de moscovitapuedencontenerfibrolita
que, al igual que en los casosanteriores,procedede su alteración.
El circón esidiomorfo a subidiomorfoy estáincluido en ambasmicasy, rarasveces, en el apatito (LAM. 3.14 A). También ocupa espacios intergranulares.Ocasionalmentelos cristalesestánzonados,connúcleosfisurados,bordesredondeados
y cortezaszonadasexentasde fisuras. El hábito es prismático bipiramidado. Laabundanciade estemineral esmenorque en las unidadesanteriormentediscritas.
La ilmenira es poco frecuente y generalmentepresenta hábito tabular.Ocasionalmentetiene formassubredondeadas,con bordesirregulares(1A.M. 3.14A).
Está incluidaen las placasdebiotita y, en ocasiones,aparecealteradaa óxidos de Ti,los cualesformanuna corona,a vecesirregular, alrededorde la ilinerLita.
La monacitaes relativamenteescasa,xenomorfa,con tamañosmáximosde 20
ym y está incluida en la biotita y la moscovita(LANI. 3.14A). Al igual que en loscasos anteriores, este mineral está frecuentementealteradopero, a diferencia deaquellos,parecequeno sehanformadoapatitoni allanita.
El apatitoaparecebajo dosformasdiferentes,pertencientesprobablementeadosgeneracionestambién distintas. Los cristalessubidiomorfos,con longitudesa vecessuperioresa las 250~m (LAM. 3.14A y B), estánpreferencialmenterelacionadosconlas placasde biotita y situadosgeneralmenteen su periferiau ocupandolos intersticios
de la roca. Los cristalesxenomorfosaparecenrellenandomicrofisurasy huecosde
disolución de la albita y el feldespatopotásico(LAM. 3.14 C). El primer tipo, quetambiénsueleestarincluido en los feldspatosy la moscovita,se ha interpretadocomoortomagmático, mientras que el segundo sería secundario y producto de laremovilizacióndel primero.
77
3.CARA CTER1ZICIÓN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANÍTICAS
LÁMINA 3.14
A) Imagen de electronesretrodispersadosde un cristal de biotita (Eiot), que incluye cristales
xenomorfosde ilmenita (flm). A la derechade la imagen, se observaun cnstal de moscovita
(Mus) que incluyecircón(Zr), monacita(Mz) y apatito(Ap). Obsérveseel aspectoxenomorfo
dela monacitaen ambosmineralesy la disoluciónparcialde loscristalesdeapatitoen las zonas
microfisuradas.
E) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal de apatito(Ap) primario de gran tanmño,
localizadoentreotros de albita (Ab) y feldespatopotásico(KFd).
C) Imagendeelectronesretrodispersadosdeun fenocristaidefeldespatopotásico(KFd). Obsérvese
el apatitosecundario(Ap) rellenandolas microfisurasdel feldespatopotásico.En estaimagen
se observatambiénalbita (Ab), probablementesecundaria.
78
3.CARACTERIZACIÓN PE7WOGRA#7CA Y MíNERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAJVI77CAS
La pirita es de subidiomorfaa xenomorfa y está incluida en la biotita y los
feldespatos.
La andalucitaesescasa,generalmentedetamañode granofino eincluida enlos
cristalesde moscovita.En la mayoríade los casos,los cristalespequeñosde andalucitatienenentresí continuidadóptica, por lo quedichomineral puedeconsiderarsecomoel precursorde la moscovitaquelo incluye. Además,adiferenciade62, la andalucitano guardarelaciónalgunacon la fibrolita, que sueleaparecertambiéndentro de la
moscovita.
La clorita seencuentrasolamenteformandopartede los cristalespequeñosdebiotita, junto a lentículasde feldespatopotásico,tambiénde formaciónsecundaria.
La sericita es poco abundantey, a diferenciade la descritaen las unidadesanteriores,aparecesolamenteen la parteperiféricade los cristalesde albita.
El rutilo sepresentatanto en agujascomoen lentículas.Las primerasaparecenincluidasen los cristalesde cuarzoy las segundassituadasen los planosde exfoliación
de la biotita cloritizada.
La tunnalinaes más frecuenteque en las unidadesanteriores.Aparececomogranosxenomorfos,con tendenciasubredondeaday englobandoa los feldespatosy al
cuarzo,o rellenandolas microfísurasdel cuarzo y el feldespatopotásico.
La fibrolita estásiempreincluida en la moscovitay orientadaal azar. Aunquela moscovitaincluye tambiéncristalesde andalucita,no pareceexistir relaciónalgunaentreambossilicatos de aluminio. Es probable que la fibrolita, como en los casos
anteriores,sehayaoriginadopor la reacción[5] propuestapor Vemon (1979).
La barita es másabundanteen estaunidadqueen las anteriores.Es xenomorfa
y estácasi siempre incluidaen los fenocristalesdel feldespatopotásico.
79
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE 12,5 UNIDADES GRAiVITICAS
Los oxi-hidróxidosde Fe rellenanlas microfisurasde los mineralesesencialesde la roca. A diferenciade los de las unidadesanteriores,a vecescontienenU en una
proporciónde hastael 6%.
A partir de las relacionestexturalesobservadasentrelos mineralesconstitutivosde estaunidadgranítica,sesugiereque la secuenciade cristalizaciónpodríaser la que
se resumeen la Tabla 3.4.
Tabla3.4SECUENCIA DE CRISTALIZACTON DE LA UNIDAD G4
MINERALES ETAPA ETAPAMAGMATICA SUBSOLIDA
CircónIJ.rnenitaMonacitaApatitoPiritaAndalucitaBiotitaFdKAlbitaCuarzoMoscovitaCloritaSericitaRutiloBaritaFibrolitaOx-OH-FeTurmalina
3.2 LAS UNIDADES DEL COMPLEJODE PEÑAPARDA
1.2.1 Granito biotítico de grano fino de Peñaparda(G5)
Característicasmacroscópicas
Estaunidadaflora en los alrededoresdel pueblodePeñaparday, sobretodo, enla zonaN de estalocalidad.En su faciesde bordepresentasiemprecarácterporfídico,con fenocristalesredondeadosy alotriomorfosde plagioclasa,con un tamañomáximo
80
3. CARA CTERIZA ClON PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
de 3 cm. Estáencajada,en su totalidad,en la unidad02, a la que intniye en forma de
diquesparalelosentre sí, con direcciónNE.
Se tratade un granitobiotftico de granomedio y porfídico en Los bordesde la
unidad, tendiendoa ser de grano másfino y no porfídico en el centro de la misma.Contienenumerososenclavessupermicáceos,contamaños,generalmente,no superiores
a 5 cm de largo. Estos enclaves ocasionalmentese encuentran asociados aconcentracionesde biotita que, a modo de nidos, tienen formas redondeadasa
subredondeadas.Con menor frecuenciaaparecenenclavesgraníticosde granomedio,a vecesporfídicos, con formas irregulares,queno superanlos 12 cm de longitud ycuyos bordes son difusos. Este último tipo se concentraen las proximidadesdelcontactoconel granitobiotítico y porfídico de Payo (02).
La presenciade fenocristalesde plagioclasacon formas subredondeadas,los“nidos” biotíticos, y los enclavesgraníticosexistentesen las zonascercanasal contacto
con el granito (02) sugierenque los dosprimerosson, en parte, xenocristalesy restosde enclavesprocedentesde la unidad02.
La red filoniana encajadaen estaunidadestácompuestapor diquesaplíticos y
otrosde cuarzo.Los primeros,de longitudmétricay potenciasnos superioresa 20 cm,estánorientadostanto al N comoal N30-50E.Los segundosestánsiempreorientados
al N30-SOE.Entre estos últimos se encuentrael diquede cuarzomás potentede los
existentesen todo el macizo.Aflora en el pueblode Peñaparday su potenciaes mayorde 7 m.
Al igual que en los casosanteriores,estegranitoestáatravesadopor venasde
turmalina, la mayoríade ellascon direcciónnorteada.
Característicasmicroscópicas
ComposiciónMineralógica
Esenciales: cuarzo,plagioclasa,feldespatopotásico1, biotita y moscovital.
81
3. CARACTERIZACIóN PE27?OGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANIITCAS
Accesorios:circón, ihnenita, monacital, apatitol, esfalerita, xenotima, andalucita,uraninita, y rutilo 1.Secundarios: moscovita2,clorita, sericita, rutilo2, fibrolita, oxi-hidróxidos de Fe,monacita2,fosfatoscomplejosde Th, tunnaiina,fosfatosdeTRL, apatito2, feldespato
potásico2,fosfatosde Fe conU y florencita.
Desdeel punto de vista textural es una roca hipidiomorfa, equigranular,degranofino y excepcionalmenteporfídica.
El cuarzosepresenta:i) comopequeñasgotaso granos,a veces,subidiomorfos,
incluidos en los fenocristalesde feldespatopotásico(LAIvI. 3.15 A y B) y plagioclasa,
u) en forma de cristalessubredondeados,rodeadosgeneralmentepor el resto de losmineralesesenciales(LAIVI. 3.15 C y D), y iii) reemplazandoa la moscovita.Las
inclusionesmás frecuentesdel cuarzoautomorfoson de circón, monacita,ibuenitay
apatito.
Lapíagioclasa (An <5%) sepresentabiencomofenocristalessubredondeados,
con inclusionesde cuarzoe ilinenita, o como granosintersticiales.Los fenocristales
están intensamentetransformadosen micas blancas(LAM. 3.15 E), que tienden aocupar las zonascentralesy las superficiesde macla de los cristales. Los cristalesintersticialescarecende inclusionesy estánmenosalteradosque los anteriores.Con
menosfrecuenciay principahnemteen las microfisurasdel feldespatopotásicoaparece
unaalbitizaciónincipiente.
El feldespatopotásico sepresentaen forma de fenocristalessubidiomorfoso
alotriomorfos, con inclusionesde biotita, cuarzo,circón, monacita,ilmenita y rutilo.
Con menosfrecuenciaapareceen forma de cristalesintersticialesde tamañode granomásfino. Los fenocristalesestánmuy fracturadosy ocasionalmentetransformadosenmoscovita.
La biotita se encuentracomo cristalesde pequeñotamaño incluidos en losfenocristalesde plagioclasa;en agregadostabularescon escasasinclusionesde apatito,
circón e ilmenita; y como cristales de pequeñotamaño, en ocasionescon hábito
82
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAN1TICAS
acicular, intersticialesy con inclusionesde circón y monacita,quedan lugara fuerteshalospleocróicos.Estos cristalessonmuy pobresen inclusionesde ilmenitay apatito.
La biotita suele aparecertambién, junto con la moscovita,pseudomorfizandoa unmineral precursor probablementecordierita de la cual, en general, sólo queda elcontornoidiomorfo o subidiomorfo(LAM. 3.16 A).
La moscovitaaparececomo cristalesxenomorfos, creciendoa partir de losfeldespatosy, en raras ocasiones, de la biotita y la andalucita. Otra forma depresentarseesen forma de cristalestabularessin relaciónaparentecon los minerales
citados. En estecaso, susbordesson netosy contienefrecuentementeinclusionesdemonacita,rutilo acicular,circón y apatito, estosúltimos sin signos de alteración.Esta
moscovitase ha interpretadocomomoscovitamagmática.En general,ambostipos demoscovitaestánparcialmentealteradosa fibrolita.
El circón se presentacasi siempre en cristales idiomorfos o subidiomorfos,incluidos en la biotita, el feldespatopotásico, el cuarzo, la moscovita y el apatito.Aunque no se han podido distinguir generacionesdiferentes,este mineral aparece
zonadocon bastantefrecuencia.Sueleser un tipo de inclusiónmuy abundanteen elcuarzo,por lo quetambiénpuededecirsequesucristalizacióntiendea aumentaren las
etapasfinales de la cristalizaciónmagmática(LAM. 3.16 B, C y D).
La ilmenitapresentaformas idiomorfasaxenomorfasy seencuentraincluidaenla biotita (LAM. 3.16 C). Sueleestasalteradaa óxidos de Ti. Con mayor frecuenciase encuentra como cristales subidiomorfos a idiomorfos incluidos en el cuarzo
automorfo(LAM. 3.16B) o el feldespatopotásico.En rarasocasionesapareceincluidaen los fenocristalesde plagioclasa.Es de destacaraquí que la mayor parte de estemineralapareceincluido en el cuarzo.Estehechopuedeindicar tambiénsu tendencia
a cristalizaren las etapastardíasde la cristalizaciónmagmáticade la unidad05.
La monacitasueleser idomorfao subidiomorfay apareceincluida en la biotita(LAM. 3.16 C), la moscovita,el cuarzoy el feldespatopotásico.Comoocurrecon los
otrosmineralesaccesorios,la mayorpartede la monacitaestáincluidaen la moscovitay el cuarzo.Estopodríaindicar, por un lado,queestasmoscovitasson de cristalización
83
3. CARACTERIZACIÓN PEJT?OGRÁF) CA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
LÁMINA 3.15
UNIDAD GRANÍTICA GS
A y B) Fenoscristalde feldespatopotásicocon pertitasen parches.Obsérveseel aspectoidiomorfo a
subidiomorfode los cristalesde cuarzo(QI) incluidosen dicho feldespato.
C y D) Fenocristalessubredondeadosde cuarzorodeadosdecristalesmáspequeñosdecuarzoy biotita.
E) Fenocristalde plagioclasatotalmentealteradoa sericita.
E) Imagende electronesretrodispersadosde feldespatopotásico(KFd) y cuarzo (Q). Destacala
presenciade monacita(1) y apatito(Ap) secundarios.Tambiénse apreciamoscovita(Mus) y
albita (Ab), probablementesecundarias.U representala presenciade uranio en la monacita
secundaria.
84
3. CARA CTEPJZA ClON PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANI77CAS
magmáticay, por otro, que la monacitacristalizaprincipalmenteen las etapastardías
de la diferenciaciónmagmática.
Al igual quela monacitade las unidadesdel primercomplejo, éstaseencuentra
alterada,pero en este caso y a diferenciade aquella, no se forma apatitoni allanita,sino fosfatoscomplejode Th, fosfatosde TRL y aluminofosfatostambiénde TRL. Lacomposiciónquímicade estos últimos se asemejaa la de la florencita. Los fosfatoscomplejosde Th se forman siempre“in situ”, seudomorfizandototal o’ parcialmentea
la monacita. Por otra parte, los fosfatos de TRLL aparecendentro del feldespatopotásico,ocupandohuecosdedisolución,o enmicrofisurasde la albitaintersticial. Esto
podríaindicar que, al alterarsela monacita,las TRI. liberadasfuerontransportadasyredepositadaslejos de la fuente.Además,convienedestacaraquíque la monacitadeestaunidadestáocasionalmenterecristalizada,localizándoseen las zonasde alteración
de algunoscristalesde albita y feldespatopotásico,junto concristalessecundariosdemoscovitay apatito (LAM. 3.15 E). En este caso, la monacitaapareceen forma de
manchasdispersassobre estaszonasde alteración.
El apatito, según sus formas y relaciones texturales, pertenecea dos
generaciones.El primero es idiomorfo a subidiomorfo y sueleestar incluido en losfenocristalesde feldespatopotásico,en la biotita, la moscovitay el cuarzo.Al igual quela ilinenita, la mayorpartede esteapatitoestá incluido en el cuarzoy la moscovita.
Tambiénapareceen espaciosintergranularesy siempreentrecristalesde moscovitaoentreestay el cuarzo.Ocasionalmentepresentahuellasde disolución. El segundoes
irregular y seencuentraen las microfisurasde ambosfeldespatos.El primero se hainterpretadocomoapatitomagmático,aunquecontendenciaa desarrollarseen lasetapas
tardías, mientras que el segundosería secundario,probablementeproducto de laremovilizacióndel primero.
La xenotimaes muy escasa,tiene formas subidomorfasa xenomorfasy seencuentraincluida en el feldespatopotásicoy la albita. Al igual que la monacita, la
xenotima se encuentra en ocasiones alterada, apareciendo restos distribuidosirregularmentesobre las zonasde alteraciónde los fenocristalesde albita y biotita
(LAM. 3.16 E).
85
3. GIRA (TER/LI CIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
LÁMINA 3.16
A) Aspectode un fenocristal,probablementede cordierita,pseudomorf¡zadopor tincas.
E) Imagen deelectronesretrodispersadosde un fenocristalde cuarzo (3) que incluye a un cristal
subidiomorfode ilmenita(1) y otro idiomorfo de circón(2).
C) Imagendeelectronesretrodispersadosdeun cristal debiotita(S)queincluyeilmenita (1), óxidos
de ‘E (2), productosde la alteraciónparcial de la ilmenita, monacitaidiomorfa(3), circón(4)
y cuarzosecundario(6).
D) Imagendeelectronesretrodispersadosde un cristalde biotita (3) que incluyeunaasociaciónde
monacita(1) y circón(2)
E) Imagende electronesretrodispersadosde albita (Ab) y biotita (Bio). Destacala presenciade
restosde un cristal de xenotima(Xet) en ambosminerales.
86
3.CARACTERIZACIÓN PETROGR4FICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANÍT7CAS
La esfalerita es escasay subidiomorfa. En ocasionesaparececon formasacicularesy está incluida en el feldespatopotásico(LAN!. 3.17 A) y la plagioclasa.Considerandosu forma y relacióntexturalconestos últimos minerales,no hay razón
paraconsiderarlasecundaria;por lo que, como la observadaen algunasunidadesdelprimer complejo,podría tratarsede un mineral ortomagmático.
La uraninita, debidoa sualtaalterabilidad,no ha sido localizadacomotal, pero
sí son frecuenteslos restosy “boxworks” de estemineral incluidospr¡ncipalnienteenla albita y el cuarzo.
Lo andalucitaesun mineralescasoen estaunidadgranítica.Es xenomorfay estásiempreblindadapor la moscovita.
El rutilo parecetambiénpertenecera dos generaciones.La primeraesacicular
y está incluida en la moscovita,el cuarzoy el feldespatopotásico.Esta generaciónpuederepresentaral rutilo magmático.La segundaforma agujasasociadaso incluidasen la clorita. Estageneraciónessubproductode la cloritizaciónde la biotita y aparecefrecuentementeen disposiciónsagenítica.
La clorita es rara y casi siempreproducto de la alteraciónparcial de la biotitaintersticial. Está acompañandapor lentículas de feldespatopotásico y la segunda
generaciónde rutilo.
Lasericita esmuy abundantey se localizaprincipalmenteen las partescentrales
de los fenocristalesde plagioclasa.
La fibrolita es escasay solamenteestá como inclusionesen los cristalesdemoscovita.De acuerdocon los criterios utilizados en los granitos02, 03 y 04, este
mineral puedeser el productode la alteraciónde la moscovita,segúnla reacción [5]
de Vemon (1979).
La tunnalinaapareceen los espaciosintergranularesu ocupandomicrofisuras.
8
3. CARA CTERTZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANITICAS
LÁMINA 3.17
A) Imagendeelectronesretrodispersadosde un fenocristal de feldespatopotásicomicrofisurado(2)
queincluye un cristal acicularde esfalerita(1).
B) Turmalinaenglobandorestosde un cristal de cuarzo.Obsérvesecomo la turmalinareemplaza
a un cristal de biotita (parte inferior izquerdade la foto).
C) Detallede laanteriordondese observanlos restosdela biotitay de susinclusionesdeminerales
accesorios,algunosde ellos rodeadospor halospleocroicos.
88
3. CARA CTERIZACIÓN PE77?OGRAFICA Y MíNERALOGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
Tambiénestáasociadaa los nidos de biotita, sobretodo en las zonasmuy cercanasalcontacto entre esta unidad y la 02. Con frecuencia, la turmalina se observa
reemplazandoa la biotita o englobandootros minerlescomoel cuarzo (LAM. 3.17ByC).
Los oxi-hidróxidosde Fe aparecenocasionalmenterellenandolas microfisurasde la albita.
Losfosfatosde TRL seencuentranen lasmicrofisurasde los mineralesesenciales
y sonproductosde la alteraciónde la monacita.
Losfosfatosde 7RL aparecentambién en las microfisurasde los mineralesesencialesy sonproductosde la alteraciónde la monacita.
Losfosfatosde Fe y U ocupan,en la mayoríade los casos,los espaciosde la
uraninitaortomagmáticaalteradao a las microfisurasde la albita y el cuarzo.
La fiorencita, como ya se ha indicado, es el producto de la alteraciónde la
monacita. Es xenomorfa y apareceocupando huecos de disolución, tanto en elfeldespatopotásicocomoen la plagioclasa.
A partir de las relacionestexturalesobservadasentrelos mineralesesenciales,
accesoriosy secundarios,la secuenciade cristalizacióndeducidaparaestaunidadestáresumidaen la Tabla3.5.
De acuerdocon esto, los primeros mineralesen formarsefueronel circón, lailmenita, la monacitay la andalucita.Simultáneamenteo un poco más tardecrecieronla biotita y la plagioclasa.La etapamagmáticasecerrócon la cristalizacióndel cuarzo,el feldespatopotásico, la albita, la moscovita y la mayor parte de los minerales
accesonos.En la etapa postmagmáticase formaron la clorita, la moscovita, laturmalina, la fibrolita, el rutilo, el feldespatopotásicolenticular y la florencita.
89
3.CARA CTERJZA CHiN PETROGRÁFlCA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAiVI77CAS
Tabla3.5SECUENCIA DE CRISTALIZACION DE LA UNIDAD 05
MINERALES
circónIlmenitaMonacita
ETAPAMAGMÁTICA
ETAPASUBSÓLIDA
— —
ApatitoEsfaleritaXenotimaUraninita — —
AndalucitaBiotitaPlagioclasaFdKCuarzo
—
-
MoscovitacloritaSericitaRutiloFibrolitaOx-OH-FeComplejos de ThTurmalinaFosfatos de TRLFosfatos de FeFlorencita
3.2.2 Granito moscovítico de grano fino de la Ermita de San Blas (G6)
CaracterísticasMacroscópicas
Estaunidadaflora en unasuperficieaproximadade 20 Kxn2, en la hoja n0 573(Gata),concretamenteenla zonalimítrofe entrelas provinciasde Salamancay Cáceres.Intruye en los granitos01 y 02 y entraen contactotambiéncon los materialesdel
CEO. Esta unidadestáformadapor unaseriede diquesparalelosentresí, orientadosNE-SW y con fuertes buzamientosal 5. Estos diquestienen una longitud máximaaproximadade 800 m y anchurasen ocasionessuperioresa 500 m.
Al igual que la unidadanterior, el tamañode grano varíadesdemedio, en las
proximidadesdel contactocon las unidadesgraníticasencajantes,a fmo y muy rico enmoscovitaen la partecentral. En la zonade contactocon las unidadesgraníticas01 y
90
3. CARA CTEPJZA CHiN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANmCAS
02aparecennumerososrestosdeenclavesgraníticoscon bordesdifusos(1am.3.18 A),nidos dispersosde biotita (LAM. 3.18 B) y fenocristalesxenomorfosde feldespatopotásicoy plagioclasa.Estascaracterísticassugieren,al igual que en el casoanterior,
que la unidad06 asimilóparcialmentematerialesde las unidadesencajantes,sobretodoen la zonadel contacto.
Aunque los enclavessupermicáceosson muy escasosen comparacióncon elresto de las unidadesestudiadas,en ésta tienen característicassimilaresa los de las
unidadesanteriores.Según la distribución de estos enclaves,puede decirseque suabundanciaes mayoren las zonascercanasal contacto.
Caracter~t¡casMicroscópicas
ComposiciónMineralógica
Esenciales:cuarzo,plagioclasa,feldespatopotásico,biotita y moscovital.Accesorios:circón, ilmenita, monacita,apatito,uraninita y andalucita.Secundarios:moscovita2,clorita, sericita,rutilo, fibrolita, fosfatoscomplejosde Th,
turmalina, fosfatosde TRL, florencitay apatito2.
Desdeel puntode vista textural,estegranitoeshipídiomorfoy equigranularde
granofino.
El cuarzo se presentacomocristalesautomorfos,frecuentementefracturados,
con inclusionesde biotita, ilmenita, apatito, circón, monacitay feldespatopotásico.También existe un tipo de cuarzo posterior, intersticial y que forma agregados
policristalinoscon abundantespuntostriples.
Laplagioclasa(An <4%) seencuentracomocristalessubhedraJes-anhedrales,débilmentezonadosy macladossegúnla ley de la albita y, en ocasiones,la de la albita-
Carísbad. Incluye a la biotita, la moscovita y raras veces a la florencita. Estageneración de plagioclasaforma aproximadamentemásdel 90% de la plagioclasatotal
de la roca, mientrasque el 10% restantees intersticial.
91
3. CARA CTERJZA ClON PETROGRÁFICA YMINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANITICAS
LÁMINA 3.18
UNIDAD GRANÍTICA G6
A) Aspectomacroscópicode los restosde un enclavede la unidadG2 (a la derecha)en el granito
GG (a la izquerda).Zonadecontactoentreambasunidades.
B) Aspectode las zonascontaminadasde la unidad G6 en el contactocon la (32. Obsérvesela
abundanciade nidosde biotita en la partesuperiorde la foto.
C) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal de cuaro (Q) y otro de feldespatopotásico
(FKd), inicrofracturadosy con contactoneto. Obsérvesela presenciade albitasecundaria(Ab)
en la microfisuradel segundomineral.
92
3.CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAN1TICAS
El feldespatopotásicoforma fenocristalessubidiomorfos,macladossegúnla ley
de Carisbado la del enrejadode la microclina. Incluyeprincipalmentea la monacitayal apatito y, en raras ocasiones,a la florencita. Con bastantefrecuencia, en losfenocristalesde este mineral aparecenpertitas en cordonesy venas. También está
presentecomo cristales más pequeñosde carácter intersticial. Al igual que en lasunidadesanteriores,en las microfisurasde estemineral sedesarrollaalbita secundaria
(LAN!. 3.18 C).
Labiotita es muy escasay apareceen cristalestabularessubhedrales-anhedmles.Incluye a la andalucita,al circón, al apatito, a la monacitay, con menosfrecuencia,a
la ilnienita. Se encuentratambiéncomoinclusionesmuy finas en el cuarzoy la albita
Es de destacarque la biotita de esta unidades muy pobre en inclusionesdemineralesaccesorios,en comparacióncon la de las unidadesdel primer complejo(LAM. 3.19 A). Además,casi toda la biotita de esta unidad está afectadapor unaintensamoscovitización(1AM. 3.19 B y C).
La moscovitaforma cristalesgrandesy parececrecera partir de la andalucita,
los feldespatoso la biotita. Estátransformadaparcialmentea fibrolita (LAM. 3.19 B,C y D). El procesode fibrolitización de la moscovitaen estaunidadgranfticaes mucho
más intenso que el observadoen las anteriores,y se debe, como se ha indicado
anteriormente,a un procesometasomáticoproducidopor fluidos hidrotennalesácidossegúnla reacción [5] de Vemon (1979). Ademásde esta moscovita,ocasionalmente
apareceotra contamañode granoinferior y bordesbiendefinidos,queincluyeapatito,monacita,y circón. Esteúltimo tipo de moscovitaincluye mayornúmerode mineralesaccesoriosque la biotita de la misma unidad. El primer tipo de moscovita se ha
consideradocomo secundario,mientras que la segundaha sido interpretadacomopnmana. Por otra parte, la fibrolitización de la moscovita es posterior a lamoscovitizaciónde la biotita, ya queafectatambiéna la moscovitasecundaria.
El circón esidiomorfo-subidiomorfo,contamañosqueoscilan,en general,entre5 y 40 gm. Se encuentraincluido en el cuarzo,lamoscovitay el apatito. Aparecetambién en espacios intergranulares,entre los cristales de moscovita o entre la
moscovitay el cuarzo.Con menosfrecuenciaapareceincluido en la biotita. Al igual
93
3. CARACTERiZACIÓN PETROGPÁFZCA Y MZNERALÓGíCA DE LAS UNIDADES GRAN!TiCAS
LAMINA 3.19
A) Cristal xenomorfode biotitaen el que se aprecia la escasez de minerales accesorios incluidos.
B) Restos de un cristal de moscovita (tono anaranjado)fibrolitizado (tono azulado).
C) Moscovititaciónde la biotitay la fibrolitizaciónposterior(tono azulado)de ¡a moscovita.
D) Detalle de la fotomicrografíaanterior.Destacala fibrolitización de la moscovitasecundaria.
E) Imagende electronesretrodispersadosde un fenocristal de feldespatopotásico(3) queincluye
cristalesde apatito(2) parcialmentedisueltosy un crista] xenomorfode monacita(1).
F) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal de biotita parcialmentecloritizado(4) que
incluye óxidos de Vi (3), monacita xenomorfa(2) y apatito(1).
94
3. CARACTERIZACiÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GIIAMTICAS
que en05, la mayor partedel circón estáincluido en el cuarzoy la moscovita.
La ilmenita es muy escasa,suele ser idiomorfa a xenomorfa,con tamañosgeneralmenteinferioresa40 ~m,apareciendoincluidaprincipalmenteen el cuarzo.En
rarasocasionessepresentaincluidaen la biotita.
Lamonacitaesde subidiomorfaaxenomorfay contamañosmáximosde25 gm.Seencuentraprincipalmenteincluidaenel feldspatopotásico(LAM. 3.19E), el cuarzoy la moscovita.Menos frecuentementeaparecetambiénincluida en la biotita (1AM..
3.19 E). Comoen los casosanteriores,la monacitade estaunidadha sido alteradaenla etapapostmagmática.A diferenciadelas unidadesdel primercomplejoy al igual que
en la unidad 05, los productosde dicha alteración son fosfatos complejos de Th ycompuestossecundariosde TRL. Estos compuestoscomplejos tienen las mismas
relacionestexturalesquelas indicadasen la unidadG5, y entreellos se ha identificadola florencita.
El apatitoessubidiomorfo-xenomorfo(LAM. 3.19E y F), contamañosquevan
desde < 10 pm hasta > 100 M”~. Según su forma y relacionestexturales se handistinguidodos generaciones.La primera está constituidapor cristalesgeneralmente
subidiomorfose incluidosen la biotita, el feldespatopotásico,la moscovitay el cuarzo,
preferencialmenteen los dos últimos. En algunoscasos,sus bordesaparecenorladospor cristalesde monacitay circón, quizásde cristalizaciónposterior. Incluye cristales
finísimos de circón y monacita. La segundageneraciónestá formada por cristalesxenomorfos,querellenanmicrofisurasen la albitay el feldespatopotásico.Esteúltimotipo de apatitoseha interpretado,al igual queen los casosanteriores,comosecundario.
La andalucita es el mineral accesoriomás abundanteen esta unidad. Forma
fenocristalesidiomorfos-subidomorfosislados, generalmentecon hábito prismático(LAM. 3.20 A y B). Aparece también incluido en la biotita o blindado por lamoscovita;estaúltimaproductode la alteraciónde la andalucita.Utilizando los mismoscriteriorqueparala andalucitade las unidadesdelprimercomplejo,concretamenteparala unidad02 estaandalucitapuedeser de cristalizaciónortomagmática.
95
3. CARACTERiZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAIVITICAS
LÁMINA 3.20
A) Aspectomicrosópicodel granitode la unidad06. En la fotomicrografíase apreciael tamañode
los fenocristalesde andalucita(centrode la foto, en gris azulado)y su sericitizaciénincipiente
siguiendolos bordesdel cristal.
B) Identicaa la fotomicrograflaanterioren la que se observaun cristal alargadodeandalucitaque
estácasi totalmentesericitizado.
C) Imagende electronesretrodispersadosde un fenocristalde feldespatopotásico (2) con huellas
de disolución, que incluye florencitasecundaria(1) en la zonamásalterada.
AFLORAMIENTO DE VILLAR DE FLORES (G7 A).
D) Fenocristalde cuarzomicrofracturadoy con extinción ondulante,rodeadoprincipalmentepor
cristalesxenomorfosde cuarzoy plagioclasa.
E) Aspecto microscópicodel granito de Villar de Flores. Destacala posición interesticialde íos
cristales pequeñosde feldespatopotásico.
F) Aspectode la moscovitasecundaria,procedentede alteracióndelos feldespatosy la biotita.
96
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRAN1TICAS
La uraninira esxenomorfay estáincluida en los cristalesde circón, y ambos,en el cuarzo.Además,se han identificadonumerosos boxworks” de este mineral enla albita y el feldespatopotásico.Esto puedeser indicativo de que la uraninita, debidoa sualta susceptibilidada la alteración,sólo se ha conservadocuandoestáincluida en
mineralesresistentesa la alteración.
Lo clorita aparecedeforma esporádicay generalmenteen los bordesde algunoscristalesde biotita de los queprocede.Ocasionalmentepresentainclusionesde apatitoy monacita, con huellas de disolución, o restos de esos minerales, que estarían
anteriormenteincluidos en la biotita.
La sericita aparececon mayor abundanciaque en la unidad anterior, y sedesarrollasobrela mayorpartede los cristalesde plagioclasay en los bordesde los de
andalucita.
El rutilo se presentaen forma de agujas entrecruzadaso con disposición
sagenítica.Es producto de la alteraciónde la biotita. Tambiénpuedeformar lentículasdispuestasen los planosde exfoliación de la biotita cloritizada.
Lafibrolita es muy abundante,pero solamenteseencuentracomo inclusionesen ¡os cristales de moscovita.La formación de la fibrolita puede ser posteriora lamoscovitización,ya que gran partede la moscovitaconsideradacomo secundariase
encuentraprincipalmentetransformadaen fibrolita. Además, de acuerdo con lasrelacionestexturalesentrela biotita, moscovitay fibrolita, pi-linero se moscovitizalabiotita y posteriormentese fibrolitiza la moscovita(LAM. 3.19 B, C y D).
Los compuestoscomplejosde 77z son, al igual queen las unidadesanteriores,
secundariosy productosde la alteraciónde la monacita.
La turmalina es de formación secundaria y aparece en los espacios
mtergranulares,ocupandomicrofisuras,o englobandoparcialmentealgunosminerales,
97
3. CARACTERiZACIÓN PErROGR PICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
corno el cuarzoy la biotita.
Losfosfatosde TRL son similares,en forma y origen, a los observadosen launidad05.
Lafiorencizaesxenomorfay con tamañomáximode 15 Mm. Aparecedispersadentro de los cristales de los feldespatosalcalinos, ocupandosiempre huecos dedisolución de dichosminerales(L.AM. 3.20 C). Comoen el caso de la unidad05, se
la puedeconsiderarcomoproductode la alteraciónde la monacita.
Deacuerdocon las característicastexturalesde los mineralesconstituyentesdeestaunidadgranítica,su secuenciade cristalizaciónpodríaser la quese resumeen la
(Tabla3.6). Estasecuenciaes muy semejantea la establecidapara la unidad05.
5ECUENCL4 DETabla3.6CRISTALIZACION DE (36
MINERALES
CircónIlmenita
ETAPAMAGMATICA
ETAPASUBSÓLIDA
MonacitaApatitoUraninitaAndalucitaBiotitaPlagioclasa — —
FdkcuarzoMoscovitacloritaSericitaRutiloFibralí taComplejos de ThTurmalinaFosfatos de TRLFlorencita
98
3.CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GRANII7CAS
3.3 AFLORAMIENTOS ENGLOBADOS EN G7
3.3.1 El afloramiento de Villar de flores (G7A)
Características macroscópicas
Este granitoforma un pequeñoafloramientocon unasuperficieaproximadade1.5 Km2. Tiene forma elipsoidal, alargadaen direcciónNW-SE y estáencajadoen el
granito02. Sucontactocon esteúltimoestámarcadopor un cambiobruscodeltamañode grano.No obstante,sehanobservadodiquesde granofino cortandoa la unidad02,
en zonascercanasal contacto.Es un granitode granofino y biotítico, aunquela mayorpartede la biotita aparecealteradaparcialmentea moscovita.
Característicasmicroscópicas
Composiciónmineralógica
Esenciales:cuarzo,plagioclasa,feldespatopotásico,y biotita.Accesorios:circón, ilmenita, monacita,apatito, andalucitay rutilolSecundarios:moscovita,clorita, rutilo2 y fibrolita.
Desdeel punto de vista textural es un granito hipidiomorfo, equigranularde
granofino.
El cuarzo forma fenocristalessubredondeados(LAM. 3.20 E>) que incluyen
agujas de rutilo, cristales subidomorfosde ilmenita y otros pequeñosde biotita.
También se presentacomo cristales irregularesque corroena la moscovitay a losfeldespatos,sobretodo al feldespatopotásico.El primeropuederepresentarel cuarzomagmático,mientrasqueel segundoesde cristalizaciónpostmagmática.
La plagioclasaaparececomo fenocristalessubidiomorfos,débilmentezonadosy con maclado polisintético, o la combinaciónde esta última con la de Carísbad.
Incluye a la biotita, al apatito y a la ilmenita. También se encuentracomo cristales
99
3. CARACTERIZACIóN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICADE LAS UNIDADES GRANÍTICAS
intersticialesmáspequeños,sin zonacióny carentesde inclusiones.
El feldespatopotásico sepresentacomocristalesanhedrales,cuyo tamañodegrano es inferior al de la mayor parte de la plagioclasa.También forma cristales
alotriomorfos e intersticialesque, a veces, muestranel macladoen enrejadode lamicroclina(LAIvI. 3.20E). Ambostipospuedenincluir ilmenita, aunqueesteaccesorio
aparececon mayorfrecuenciaen el primertipo.
La biotita suele formar cristalesalotriomorfos subredondeados,con escasas
inclusionesde circón, apatito, monacitae ilmenita. En ocasionesestáincluida en lasplagioclasassubidiomorfasde mayortamañoo bien tiene carácterintersticial. En esteúltimo caso los cristalessonpequeños,acicularesy carentesde inclusiones.
La moscovita se encuentra nonio niaras anhedrales.oue crecen sobre la
plagioclasa, el feldespato potásico, la andalucita y la biotita (LAM. 3.20 F).
Normalmentecontienerestos de estos mineralese inclusionesde fibrolita. Aparece
tambiéncomocristalesmuy fmos, intersticialesy carentesde inclusiones.
El circón forma cristales idiomorfos, con hábito prismático y tamaño casi
siempre inferior a 35 pm. Está incluido principalmenteen el cuarzo, la biotita y e]feldespatopotásico.En los cristalesde mayortamaño seobservaunazonaciónmuy
marcada.
La ilmenita tiene formassubidiomorfas-xenomorfasy con tamañosmáximosde
50 ~¿m.Está incluida en el cuarzo,la biotita, la plagioclasay el feldespatopotásico.
La monacitaessubidiomorfa-xenomorfa,contamañosrelativamenteinferioresa los del circón. Al igual quelos accesoriosanteriores,estáincluida generalmenteenel cuarzoy la biotita, dandolugara intensoshalos pleocrólcosen esta última.
El apatito sepresentaen cristalesidiomorfos, avecesprismáticos,contamaños
máximosde 80 ~m. Está incluido en la biotita, la plagioclasay el cuarzo.
l00
3. CARACTERIZACIÓN PErROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GR.ANTTICAS
La andalucitade estaunidades muy similar a la descritaen la unidad04. Es
xenomorfa,a vecessubredondeada,y apareceincluida en la moscovitade la que es
precursora.
El rutilo se presentade dos formas: i) como agujas finas que aparecen
ocasionalmenteincluidas en el cuarzo,y quepuederepresentar,al igual que en otras
unidades, una generación ortomaginática y u) en forma de acículas, a vecesentrecruzadas,dentrode la biotita cloritizada.
La clorita es muy escasay seencuentrasiemprecomoproductode la alteraciónde la biotita y asociadaa ella.
La fibrolita está incluida en los cristalesde moscovitade los queprocedeporalteración.En ocasiones,es posible observarcristalesde andalucitay fibrolita, sinrelaciónaparentealguna,incluidosen el mismo cristal de moscovita.
SECUENCIA DETabla3.7
CRISTALIZACIÓN DE (PA
MINERALES ETAPA ETAPAMAGMATICA SUBSOLIDA
CircónIlmenitaMonacitaApatitoAndalucitaBiotitaPlagioclasaFdK ——
CuarzoMoscovitaCloritaRut i loFibrolita
101
3. CARA CTERIZA CIÓN PErROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANÍTICAS
De las relacionestexturalesentrelos mineralesconstituyentesde estegranitose
puedededucirla secuenciade cristalizaciónresumidaen la Tabla 3.7.
El comportamientode los mineralesaccesonosen estegranitoessemejanteal
de las unidadesdel segundocomplejo,y caracterizadopor sutendenciaa concentrarse,como inclusiones,en la fracción cuarzofeldespática.Este hechoinducea pensarqueel afloramientode Villar de florespuedeperteneceral segundocomplejo.
3.3.2 Los afloramientos de La Fuente del Espinar (G7B)
Característicasmacroscópicas
Los granitosde La Fuentedel Espinarformanunaseriede afloramientoscon
superficiesmuy reducidas,queseencuentranprincipalmentedentrode la unidad 02.Los de mayorsuperficieselocalizanal W de Fuenteguinaldoy muy cercadel contacto
entre esta unidad y la roca encajante.Estos afloramientoshan sido denominados
genéricamentecomoLascúpulasde la Fuentedel Espinar. Suscontactosconla unidadencajanteestánmarcados,por un cambiobruscoen el tamañode granoy la escasezde
biotita. Además,estánasociadosa diquesapliticoso aplo-pegmatíticos.Tienenformas
redondeadas,un tamañode granomuy fino y sonricos en moscovita.La biotita apenasexistey estágeneralmentecloritizada. “De visu” destacael tamañodegranodel cuarzoy la moscovita,casi siempresuperioral del restode los minerales.
Característicasmicroscópicas
Composiciónmineralógica
Esenciales: cuarzo,albita1, feldespatopotásico,biotita y moscovita.Accesorios: circón, ilinenita, monacita,apatito,xenotima,calcopiritay uraninita.Secundarios: moscovita2,apatito2,albita2 , fluorita y clorita.
Desde el punto de vista textural, estos granitos son hipidiomorfos y
equigranularesde granofino.
102
3.CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAAqt7C4S
El cuarzose presentacon dos aspectosdiferentes:(a) comofenocristalescontendenciasubredondeada,generalmentefracturados,conextinciónondulantey rodeados
ocasionalmenteporel feldespatopotásico;y {i» comocristalesdetamañode granofino,también con tendenciasubredondeada.Los primeros incluyen monacita, xenotima,circón, apatito y ocasionalmente,ilmenita y uraninita. Los segundos incluyen
principalmentecristalesfmos de biotita. Ademásde estosdos tipos, el cuarzopuedeaparecercon formas irregularescorroyendoa la moscovitay a ambosfeldespatos.
La albital seencuentrageneralmenteen forma de cristalesde tamañode granofmo, subhedralesy no zonados.Incluye “boxworks” de mineralesprimariosde uranio,probablementeuraninita, y apatito.Esporádicamenteincluye a la ilmenita, la monacita,la calcopiritay al circón. La albitaprimariaestáfrecuentementerodeadapor el cuarzo
y el fedespatopotásico,lo quepuede indicar que gran partede la albitaesanteriora
estos últimos.
El feldespatopotásicoes másabundanteque la albita. Pero, al igual queesta,forma cristales de tamaño de grano fino y, a diferencia de ella, es casi siempreanhedral.El feldespatopotásicoincluye la mayor partede los cristalesde apatito y
menosfrecuentementea los de ilmenita, circón, monacitay xenotima.
La biotita es muy escasay sepresentaen formade cristalesde tamañode grano
fmo, xenomorfosy ocasionalmentecon tendenciatabular. La mayor parte de los
cristalesaparecenmoscovitizadoso cloritizados. Incluye al circón, ]a monacita, laxenotñnay, raramente,a la ilmenita. Además, los cristalesde biotita inalteradossonexcepcionalmentericos en mineralesaccesorios,como la monacita, la xenotimay elcircón (LAM. 3.21 A).
La moscovita,de acuerdocon los criterios texturalesutilizados en la unidad(02), puedepertenecertambiéna dos generaciones:(a) la moscovita primaria, queapareceprincipalmenteen grandesplacassubledralesconbordesgeneralmentenetos,incluye circón, monacita,xenotimay cristalesfinos de biotita, caracterizándoseademás
por tener superficies limpias; y (b) la moscovita secundada,con tamaño degranovariadoy bordesirregulares,queprocedebiende la biotita, en cuyocasopresenta
103
3. CARA CIERJZACIÓN PETROGRÁFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANITICAS
LÁMINA 3.21
LOS AFLORAMIENTOS DE LA FUENTE DEL ESPINAR (G7B).
A) Imagende electronesretrodispersadosde un fenocristal de biotita (Bio) que incluye cristales
idiomorfosy zonadosde circón(Zr), xenomorfosde monacita(Mz) y un cristal idiomorfo de
xenotilna.
E) Imagendeelectronesretrodispersadosdeun fenocristaldefeldespatopotásica(KFd) queincluye
cristalessubidiomorfosde monacita(1) y xenotíma(2).
C) Imagendeelectronesretrodispersadasdeun fenacristalmicrofisuradode cuarzo(Q) queincluye
un cristal idiomorfo de monacita(1).
D) Imagende electronesretrodispersadasde un fenocristal de feldespatopotásico(KFd) con la
mayorpartede su superficieocupadopor apatito(Ap). Obsérvensecomo las ¡nicrofisurasdel
feldespatopotásicoestánexentasde apatito,ademásde afectara ambosminerales.
104
3. CARACTERiZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRAN 77CA5
frecuentementeóxidos de Ti en los planosde exfoliación; o de la moscovitizacióndelfeldespato potásico y la albita, con restos de dichos minerales en su interior,
ocasionalmentecon continuidadóptica.
El circón es de idiomorfo a xenomorfo(LAM. 3.21A), contamañosquepueden
alcanzara50 ¿xm. Estáincluidoen la biotita, el cuarzoy el feldespatopotásico,aunque
tambiénpuedeestarloen la moscovita y la albital. Ademáslos cristalesidiomorfos
aparecenzonadoscon bastantefrecuencia.
La ilmenita esmuy escasay susformasvande subidomorfasa xenomorfas,con
tamañoscasi siempre inferiores30 ~m. Apareceincluida principalmenteen el cuarzoy la biotita, estandoen amboscasos,alteraday rodeadapor coronasde óxidos de Ti.
La monacita es de idiomorfa a xenomorfa (LAM. 3.21 A, B y C) y tiene
tamañosquea vecessuperana las 100 Mm. Al igual que la ilmenita, apareceincluidaprincipalmenteen el cuarzoy la biotita y, con menosfrecuencia,en el resto de losmineralesesenciales.En ocasionesincluye cristalespequeñosde apatito.
El apatito, según su morfología y relaciones texturales, pertenecea dos
generaciones.El primero sueleser xenomorfo,con tamañossuperioresa las 250 ~my está incluido en los feldespatosalcalinos, ocupandoa vecesmás del 40% de la
superficiede los cristales(LAM. 3.21 D). Otras vecesessubidiomorfo,apareciendoincluido en el cuarzo,la moscovitay la albita. Esteapatitose ha interpretadocomode
cristalizaciónmagmática.La segundageneraciónseencuentrarellenandomicrofisurasdel feldespatopotásico,de la albita y del cuarzo.Esteapatitose ha interpretadocomosecundado.
La xenotimaes un accesoriorelativamenteabundanteen al menosdos de estos
afloramientos.Suscristalesson de idiomorfos a xenomorfos(LAM. 3.21 A y B) y contamañosno superioresa 35 ~m. Está incluidaprincipalmenteen el cuarzoy la biotita,
aunquepuedeestarlotambiénen el feldespatopotásicoy, raramente,en la albita.
105
3. CARACTERiZA CHiN PETROGRÁFICA YMINERALÓGICA DE LAS UNIDADES GRANI77CAS
La calcopirita es muy escasa,es de subidomorfaa xenomorfa,con tamañosmáximosde hasta65 Mm. Se encuentraincluida solamenteen la albita primaria.
La uraninhla no se ha encontradoinalterada,pero son frecuenteslos huecosdedisolución o “boxworks”, ocupadosa vecespor restos de dicho mineral o de sus
productosdealteración,concretamentesilicofosfatosde U. Estos“boxworks” aparecen
siempreen la albita, con formasgeneralmenteredondeadasy rodeadosocasionalmentepor fracturasradialesqueafectanal mineralpatrón. Su presenciaes indicativa de la
existencia de uraniita ortomagmática, y su posterior disolución por fluidoshidrotermalesy/o supergénicos.
La fluorita es de formación secundaria y aparece solamente rellenadomicrofisurasen la moscovita.
Lo clorita, debidoa la escasapresenciade biotita y la fuertealteraciónde estosafloramientos,aparecesolamenteformandopartede cristalesfinos de biotita.
La albita2 aparece con mayor abundancia que en todas las unidades
anteriormentedescritas,y sedesarollacasi siempreen las microfisurasdel feldespato
potásico.
Desdeel puntodevistadelas relacionestexturalesentrelos mineralesesenciales
y accesorios,los afloramientosde La Fuentedel Espinar son muy diferentesde losgranitosde las unidadesdel segundocomplejo,presentando,por el contrario, ciertas
analogíascon los granitosde las unidades02 y 03 del primero, en las cualesdichosafloramientosencajan. Estas analogías sugieren que estos afloramientos son losdiferenciadosfinales de la “suite” granítica del primer complejo. Sin embargo, adiferenciade lo queocurreen las unidadesde esteúltimo, el cuarzoespor excelencia
el mineral patrón de la mayor partede los mineralesaccesorios.Así, exceptuandolaumninita, la calcopirita y partedel circón, de la monacita y la xenotima, que son
anterioresa la albital, la mayoríade los mineralesaccesoriossonposterioresa dichofeldespato,por estarprincipalmenteincluidos en el cuarzoy menosfrecuentementeen
106
3. CARACTERIZACIÓN PETROGRAFICA Y MINERALÓGICA DE LIS UNIDADES GR.t4NmCAS
el feldespato potásico, minerales que son a su vez posterioresa iLa albita1. En
consecuencia,la secuenciade cristalización que se proponepara el granito de losafloramientosdeLa Fuentedel Espinares la resumidaen la Tabla3.8.
Tabla 3.8SECUENCIA DE CRISTALIZACIÓN DEL GRANITO G-7B
MINERALES ETAPA ETAPAMAGMÁTICA SUBSÓLIDA
circón1lmenitaMonacitaApatitoXenotimaCalcopirataUraninita
—
BiotitaAlbitaFdKCuarzoMoscovitaCloritaFluorita
107
Minerales accesorios delcomplejo de Payo
Minerales accesorias delcomplejo de Peñaparda
COMPARACIÓN ENTREEL COMPORTAMIENTO
GEOQUÍMICa Y LACOMPOSICIÓN QUÍMICA
DE Los MINERALESACCESORIOS DE
AMBOS COMPLEJOS
Capítulo 4
L
4. QUIMICA MINERAL
4. QUÍMICA MINERAL
Estecapítulosehadedicadoal estudioquímicode algunosmineralesesenciales,
analizadosmediantemicrosondaelectrónica, y de otros accesoriosy secundarios,analizadosprincipalmentepor EDX.
La selecciónde las muestrasse ha realizado teniendoen cuenta los datospetrográficosy, en algunoscasos,la composiciónquímicade la muestratotal.
Los objetivosde esteestudioson los siguientes:
(a) Conocerla composiciónquímicade las fasesmineralesparaclasificarlas lo másexactamenteposible.
(b) Confirmar la existenciade los dos complejosgraníticosestablecidos,basándoseen
la químicade susminerales.
(c) Confirmar la existenciade las unidadesdiferenciadasen cadacomplejo, en baseala composiciónde susmineralesesencialesy accesorios.
(d) Comprobarla evolucióncomposicionalde las diferentesunidadesy las relaciones
químicasentreellas.
(e) Estimar las condicionesde cristalizaciónde los granitosestudiados.
(O Por último, explicar las transformaciones experimentadas por algunos mineralesaccesorios,como la monacita, durante las etapasposterioresa la cristalización
magmática.
108
4. QUIMICA AIINERAL
4.1 MINERALES ESENCIALES
4.1.1 Biotita
Desde el punto de visto químico, la biotita es un mineral complejo y sus
característicascristaloquimicaspuedenproporcionarinformaciónimportantesobresutemperaturade cristalización,la composicióndel magmaoriginario y las condiciones
de fo2 y el contenido en 1120 del mismo. Igualmente,el estudio de la evolución
cristaloquimica de este mineral en una asociación granítica nos puede aportarinformación sobre la evolución de las condicionesmagmáticas,la paragénesisy la
composición de los minerales asociados,así como del ambiente geotectónicode
formación del granito.
Partiendode la fórmula generalde la biotita X2Y6Z8020(OH,F,Cí,)4,en la queX representalos cationesinterlaminaresconcoordinación(XII), entrelos cualesK, Na
y Cason los más frecuentes,y el Rb y Cs los menos;Y los cationesoctaédricoscon
coordinación(VI), como Mg, Fe2~, Fe3~, Al, Ti, Mn, Zn y Li, y Z los cationes
tetraédricoscon coordinación(IV), comoel Al, Si y másraramenteFe3t.
Las diferentesposicionesestructuralespuedenestar ocupadaspor distintoscationesqueseintercambiano sustituyenentresí segúndiversosmecanismos,amenudo
simultáneoso acoplados.Dependiendodel tipo de sustitución,seproducenvacantesenlas posicionesinterlaminaresy, más frecuentamente,en las octaédricas.Debido a las
diferentessustituciones,la biotita se aleja de su modelo ideal trioctaédricoparadar
solucionessólidas intermediasentre las micas di y tri-octaédricas,llamadassubtri-octaédricas.
Composiciónquímicay fórmula estructural.
Dadoquela microsondaelectrónicasóloproporcionael contenidoen FeO~,por
no permitir la especiación,el contenidoen Fe3t de las biotitasanalizadas,de capitalimportanciaparaestimarsu temperaturay fo
2 de formación,sehacalculadosiguiendo
109
4. QUIMICA MINCRAL
el métodoempíricopropuestopor Bruyin et al. (1983),queademáspermitecalcularel
contenidoen CV, F y 011 de estemineral. Así, de acuerdocon los datos obtenidosy calculados,la composiciónquímica y fórmula estructuralde las biotitas analizadas,clasificadasporunidadesgraníticasy calculadasen basea 11 oxígenos,estánrecogidas
en el Anexo 1.
Al compararlos distintos análisis químicos, se observauna disminucióndel
contenidoen Mg y Si y un aumentodel de Mn, Fé~ y Mvi a medidaqueaumentael
gradode evoluciónde las unidadesgraníticas.No obstante,el aumentode Mvi en lasbiotitasde las unidadesdel segundocomplejoesde 05 a06.
La representaciónde los análisis de las biotitas de las unidadesgraníticasdelprimercomplejoen el diagramade Deer et al. (1966) (Fig. 4. la), muestraque todas
ellas se sitúan en el dominiode la biotita s.s,conunarelaciónFe2~/F&~+Mgvariableentre0.57 y 0.79. Los valoresmás bajosde esta relación correspondena la unidadmenosevolucionada01 y los másaltosa la unidadmásevolucionada04. La variación
deestosvalorespuedeserindicativade diferenciasenlas temperaturasdecristalización,ya que a medida que avanza la evolución magmáticay desciendela temperatura
aumentael Fe2~ y el Mv! y disminuyeel Mg.
Las biotitas correspondientesa las unidadesdel segundocomplejo tambiénseproyectanen el dominio de la biotita s.s (Fig. 4. lb). En estasbiotitas, el valor de la
relaciónFe2~¡Fe2~+Mg varíadesde0.62 hasta0.72, correspondiendolos valoresmásbajos a la biotita de la unidad05.
Por otra parte, el contenidoen Li2O de las biotitas analizadasse ha calculado
utilizando el métodopropuestopor Tindle y Webb (1990), medianteel cual el % deLi2O = (0.278 x SiO2) - 9.552. Así, el contenidoen Li2O de las biotitas de ambos
complejosvaríaentre 1% y 0.06%. La representacióngráfica del contenidoen esteóxido en función del FeO, TiO, y MgO (Fig. 4.2a-f), muestraque todas las biotitas
analizadas,separadaspor complejos graníticos, se proyectan en el dominio de lasiderofilita.
110
4. QUIMICA MINERAL
1. 2
1•. O
.~, O+
U
+
Q, $ —
Zt4
‘Y-1• O 4
0. 2
O. O
ji1. 0
Figura4. la.- Diagramade Deeretal. (1966)aplicadoa las biotitasdelas unidadesdel primercomplejo.
7. 2
1. 0
‘-u
+0. 8
+N
‘Y+
0. 6
0. 4
0. 2
0. 0
(.0 1.1 1.2
441
Figura 4. lb.- Diagramade Deeret al. (1966)aplicadoa las biotitasdel segundocomplejo.
.tt
* (02)o(os)~
1. 57.1 1.2
~4l7,
Iv3 (.4
o (05)m (os)
[1E
1.¡y
3 ¡.4 1. 5
‘II
4. QUIMICA MÍA/ERAL
4
t’ (o ¡)* (02)o(os)&~ (04)
y,.,
** **~ ~
a <op
o20 2 22 23 24
FeO25 26
b)
O
12345 P 7Mg O
4-
3-
e.>
(os>0 (ce)
d)
y—*
a
0 1 2Ti O,
3o
4
tJrJ
2021222324 25 2Fe O
rlo
1 4 ~ 4 ó 6 7M4 O
U
o[1
Figura 4.2a-f.- Representacióndel LiO2 (teórico) frente al Fe, Mg y Ti en las biotitas de ambos
complejos.
4-,
nr
•12
“1
o
4-.
8 .9 yO
3.
‘2
‘-1
oG 27 22 25 .90
4.
.3 -]
e)‘19-1
/I
ost lo
o0 1
¿a3
112
4.QUIMICA MÍA/ERAL
Análisis de las sustitucionescatiónicas
a) De acuerdo con Dymek (1983), la sustitución Al-Tschermak es considerada
comoel principal mecanismode enriquecimientoenAl de las biotitas.Estemecanismo
severifica segúnla siguienteecuación:(R2~)’~ + (si)Iv = (AIS.)v + (AIS+yv [1] en la quelos cationes divalentes, en posición octaédrica, son sustituidospor Al3~, con elconsiguienteaumentode cargaen dichacapa. Esteexcesode cargasecompensapor
la sustituciónde Si” por Al3~ en la capatetraédrica.En el casode queeste tipo de
sustituciónfuese el único operativo, se cumpliría que AIVI Alw~ 1, por lo que alrepresentarAl”’ = «Al’» los puntosestaríansituadossobredicharecta. Al aplicareste
principio a las biotitas del primer complejo (Fig.4.3a),se observaque los puntosse
sitúan por encima de la citada recta, por lo que, en general,este mecanismodesustituciónno pareceser el único ni el principal de entradade Al en la estructuradeestasbiotitas. No obstante,las biotitas de la unidad01 son las queseaproximanmás
a dicha recta, por lo que, en este caso,el mecanismoexplicadopuedeser efectivo.
Igualmenteocurreconlas biotitasde las unidadesdel segundocomplejo, que se sitúantambiénpor encimade la rectaAlvI Alw~1 (Fig.4.3b).En consecuencia,el excesodeAl”’ observadopodríaserdebidoala sustitucióndioctaédrica-trioctaédricadeFoster(1960), que puedeinterpretarsecomo un componentemoscovftico. Además, según
Dymek (1983), estasustituciónes especialmenteimportanteen biotitas quecoexistenconmoscovitas.No obstante,estasustituciónqueseverificasegúnla ecuación3(R2~)~’
2(Alh”’ + (V)vr y con la formación de vacantesen las posiciónesoctaédricas,tampocopareceser efectiva, ya que, al representarel númerode Al octaédricosenfunciónde las vacantesen la mismacapa, no se observacorrelaciónen las biotitasdel
primer complejo(Fig.4.4a).Igualmente,ocurrecon las biotitas del segundocomplejo(Fig.4.4b).En consecuencia,sepuededecir queningunode estassustitucionesparece
serel principal responsabledel excesodeAlVI encontradoen las biotitasde las unidades
graníticasestudiadas.
b) Por lo quese refiere a las sustitucionesdel Ti en posicionesoctaédricas,losmecanismosmás importantes,de acuerdocon Dymek (1983), son los siguientes:
(a) (RZ+)vl + 2(Si)IV = (~ri)VI + 2(AI)Iv
113
4. QUIMICA MINERAL
A(oi)* (02)o(os)<04)
a
AA 44~<
4’
A
½.‘1’’
1. (0 1.20 (.80 1.40 (.60Al
Figura 4.3ay It- Representación del Al”’ frente al M”> de las biotitas del primer complejo(a) y del
segundo<jo).
1. 05-,
o,
0. 75]
2, 40-
4 Ot
Xtr31~) ‘¿ci
lv:0. 80-
0, ¡5
.4; 2. 60
4,
»
,‘
4-,
4/¿.4»
4,4
0,00<2.211 <lAS 2.45 0, 00
Figura 4.4ay b<- AIVI frente a las vacantes(y)”’ de las biotitas del primer complejo(a) y del segundo
complejo (14
c)
0. 601
0. 501
2. S9
o. sol
O. 401
300.
O. 20-
0. 70’
o (05)a(os)
oo
b)0. 40-
yY
0.80.
O. 20’
0. o7. 00
o080;
‘>0
1. 50
a. I~
o.A
(.05,
o. ~~]O. 751
(4. 4~f
o. sol
(1,
o)
0‘,1~/
0.0.00 tUn 2.
114
4. QUÍMICA MINERAL
(b) (Al)”’ +(Si)”’ = (‘~‘j)Vl +(M)”’
(c) 2(AI< = (Ti)”’ + (lI2+)~l
(d) 2(R2~)’1 = (Ti)’1 + (V)’1
(e) (Rfl’1 +2(OHy = (Ti)”’ +
Los dos primeros mecanismos(a y b), quepuedenser evaluadosmedianteeldiagrama[Ti vs Al”’], no parecenjustificar el Ti presenteen las biotitas del primercomplejo (Fig.4.Sa),ni en las del segundo(Fig. 4.5b). En amboscasos,los puntosse
sitúan muy por debajode la recta Ti = Alw~1, correpondienteal mecanismo(a), ytambiénpor debajode la recta2Ti = Al”’- 1, correpondienteal mecanismo(b), pero
sóloen el casodel segundocomplejo.En consecuencia,debenexistirotrosmecanismosquejustifiquen la entradade Ti en las biotitasestudiadas.
Así, al representarel Ti en función del Al”’ seobservala existenciade unacorrelaciónnegativaentreambasvariables, tanto en las biotitas del primer complejo
comoen las del segundo(Fig.4.Scy d). Por ello, sepuededecir queestemecamsmo
(c) pareceseralgo másefectivoquelos dos anteriores.
Por lo quese refiere al mecanismo(d), la representacióndel Ti en funciónde
las vacantesoctaédricas(y”’) (Fig.4.Sey O muestraque las biotitas de amboscomplejosse situan por debajode la recta Ti = y””, por lo queeste mecanismodesustitucióntambiénes muy limitado.
1
Por último, el mecanismode sustitución (e) ha sido comprobado utilizando eldiagrarnatriangular S-FM-A de Dymek (1983). Así, cuandoseproyectanlas biotitasde amboscomplejossobreestediagrama(Fig.4.6ay b), seobservaquetodasellas sesitúan en el triánguloflogopita-eastonita-ti-oxibiotita,y por encimadela líneaflogopita
- eastonita-ti-eastonita,lo que puede indicar que el mecanismo(e) sea ligeramenteefectivoen lasbiotitasestudiadas,cuyo términoextremoseríaunaoxibiotita titanífera,
con fórmula KMg2TiSi,A1012.
115
4.QUÍMICA MÍA/ERAL
¿(0;)s (02)o(os)q~ (04)
¡
4 ~VIi~
4 ‘.
9>
.4”
0. 24
A
Ah
A ~I~0 1’
0. 26
0. 26
kO iZ
0. 0&
A
0. 041
0.
AL
0.
.4.
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0.
0.
ooID
0.
A
o s~
0.00 0. 20 0.20 ¿¡.80 0.40 0.60(y)
0.
0.
2
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A ¿ (mMA A ~: <Y
A ¡Y A *000tO-t.tofr ~c
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b
A
0.20 ~S0 0.40A 1”o (05>
E(08)
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04 ‘-.4-
1,,~ »tQ?O~--0
00 ,,r,-rrn,-.-n-r-rrrrrrnn-rnvrr-rrrrr,¶1.00 1. 20 7 99 20 1.40
M
0. SO
0. z51
0. 20~
2<
6 6 6
~Ñooo
ñ. 3~ S~ 4~S’’~. 50 11.56 0. 60
o.
O.
-t
0. 000. 00
f)
1¡ y-,
o o
3. 111 0. 29,(1>)
0.30 0,40
Figura 4.Sa-f?-Representacióndel Ti frenteal A]”’, Al”’ y (y)”’ de ¡as biotitasdel primercomplejo(a,
b y e) y del segundocomplejo(d, e y O.
0.
0.201
0. 15]
t. j005
0.0
0.
0.25]
0. 20
k0 151
0. 26
o)
¿USO 0.60
‘0
~.1 4- ,t
,0/
0.
O.
E
E
o
0.
10. 731
e)
0. 0.5-
2).
0.25 0. oo
116
4. QUIMICA MDVERAL
5;
FM
¿(ci)* (02)o(os)<04)
A
Figura 4.Ga.-DiagramaS-FM-A de Dymek (1983) aplicadoa las biotitas de las unidades del primer
complejo.
5;
FM
0(05)o (06)
‘y
- A
Figura 4.6b.-DiagramaS-FM-A de Dymek (1983)aplicadoa las biotitasde las unidadesdel segundo
complejo.S=5i02+ 2(1(9+ Na2O+CaO); FM=FeOt+ Mg+Mn-TiO2;A=2(A1203 ±TiO2)-2(K20 + Na2O+CaO)
c) Al análisisde las sustitucionesinterlaminaresen las biotitasdeamboscomplejospoco aporta.Así, dadoque los valoresde Na son muy bajos (<0.05) y que, por lo
tanto, la correlaciónentreel Na y el K esmuy mala, sepuededecir que la sustitución
u)
Ktcos trioctoedricos
117
4. QUÍMICA MINERAL
de Na por K esprácticamenteinexistente.Por otro lado, si se tiene en cuentaque lasumade los cationesinterlaminaresde las biotitasde amboscomplejosC5 <1, sepuede
pensaren la existenciade otrassustitucionesque impliquenla generaciónde vacantes.Sin embargo,con los datos disponibles,sólo es posibleevaluarla sustituciónKXH +
Al1” = (V)xn + Si1”. Así, el diagrarna[K vs Al”’] de las biotitas del primercomplejo(Fig.4. 7a) muestrauna correlaciónprácticamentenula, por lo queestemecanismodesustituciónno puede ser invocado. En el caso del segundocomplejo (Fig.4.7b), se
observaunaligeracorrelaciónnegativa,porello, puededecirsequeestemecanismoesmásefectivoen estecaso.
* (02) o(os)O(os)~(o4)
7. ~. ‘~. b) o
* ~<o.Y&Oo O O0.2 O
* 0.85-
0.80. 0,80-
O E0,7=2
1.20 7.25 7.30 7.9~ 7.40 7.45 7.50 7.20 7.25 7.30 1.9v 7.40 7.45 1.5.9
Al Al
Figura 4.7a y b.- Representacióndel K frente al Al1” de las biotitas del primer (a) y segundo(b)
complejo.
La composiciónquñnica de la biotita en relación con los tipos de granitos
La composiciónquímicade la biotitapuedeserutilizadaparaclasificarelgranito
del queprocede.En este sentido, las biotitas de amboscomplejosgraníticos se han
representadoen el diagrama[Mg vs Al] de Nachit et al. (1985). Parael primercomplejo(Fig.4.8a),la mayorpartede las biotitasdel granito01 sesitúanenel campo
de las asociacionesalumino-potásicas,y algunasenel dominiode los granitoidescalco-alcalinoso en el límite entreambos.Las biotitas de la unidad 02 seproyectanen elcampode las asociacionesalúmino-potásicas,peroconcontenidosen Al másaltosque
118
4.QUÍMICA MÍA/ERAL
el de las biotitasde01. Enamboscasos,las biotitasestánsituadasenel dominio dondecoexistenla cordierita y el silicato alumínico.
Lasbiotitas de las unidades03 y G4 estánsituadastambiénen el dominio de
los granitoidesde la asociaciónalumino-potásica,pero en el sectoren el quecoexisten
la biotita y la moscovita.En consecuencia,sepuedepensarqueel fundidogranfticoenequilibrio con las biotitas evolucionóhaciamásalumíicoy menosmagnésico,desde01 a 02; haciamenosmagnésicoy sin cambiossignificativos en el Al, desde02 a03
y desdeestaúltima a 04.
2. 25
2. 00 Co,dieríto
k4o~oov,w * ~tu,cOi~u—A>urnkui’.o
(t/3 “ *<‘C2)1 ¿(ci)
~‘I.75 —,
N
tU)
‘y
¾,
~¡>,, N
(.25
0. 00 0. 60 1. 00 1. 60
Mg
Figura 4.Sa.- Diagrama Mg vs Al de Nacbit et al (1985) de clasificación de granitos en asociaciones
magmíticas en función de la composición de la biotita en el que se proyectan las biotitas de las unidades
del primer complejo.
Igualmente,en el mismo diagrama(Fig.4.8b), las biotitas de las unidadesdel
segundocomplejose sitúanen dos sectoresdistintos.Así, las biotitascorrespondientesa la unidadGS se proyectanen el dominio de los granitoidesalumino-potásicos,en el
sectordondela biotita coexistecon la cordieritay el silicatoalumínico, mientrasque,las de la unidad06 quedanen el mismo dominio, pero en el sectordondela biotita yla moscovitacoexisten.
119
-y
-y,
4. QUÍMICA MINERAL
2. 25 -
O (C5)
E (ce)2. 00
Moscovulo ‘y + Stlicdtc—Alurni,icO
21. 75 3N~ ‘~A4#w-y-y,, ‘y
‘y
7. 50
‘y.
cg. N~-y -y,- o.,
1. 250,00 0.60 7.00 7,60
Mg
Figura4.8b.-DiagramadeNachitet al. (1985)enel quese proyectanlas biotitasdel segundocomplejo.
Por último, de acuerdo conLalonde y Bernard (1993),las biotitas ricas en Fe2~
y Al y pobresen Fe3~, como las que seestudianaquí, son típicasde los granitoides
generadosen ambientesde colisión.
Condic¡ones de temperatura y fo2 durante la cristalización
En el diagrama [Fe3~-Fe2~-Mg]de Wonesy Eugster(1965), las biotitasde las
unidadesgraníticasdel primercomplejosesitúanpor debajode la rectadel tampónNi-NIO, extendiéndosehaciala del tampónFe
2SiO4-SiO2-Fe3O4(Fig. 4.9). Además, las
biotitas de las unidadesG2, 03 y 04 se sitúan, casi en su totalidad,por debajodeltampón Fe2SiO4-SiO2-Fe3O4,observándose,en general,un aumentodel valor de larelación Fe
2~/Mg, mientras que la relación Fe2~/Fe3~se mantiene prácticamenteconstante.Por el contrario, las biotitasde lasunidades05 y 06 se sitúan,aunquecon
cierta dispersión,sobrela rectadel tampónFe2SiO4-SiO2-Fe3O4.
Estascondicionesson muy similaresa las de las biotitas de los granitoidesde
Aregos (Alburquerque,1973), en las queademás,al igual que las aquíestudiadas,el
120
4. QUÍMICA MIA/ERAL
óxido acompañantees la ilmenitay no la magnetita.
Por otra parte, segúnIshihara(1977), la curvatampón Ni-NiO marcael límiteentre las biotitas de los granitosde la serie de la magnetitay los de la serie de la
ilmenita, por lo que las biotitas del macizo de Cadalso-Casillasde Flores puedenconsiderarsepertenecientesa granitosde estaúltima sene.
Por último, Wonesy Eugster(1965), proponenun métodode cálculo de la Ty fo2 de la cristalización de la biotita en el sistema temario formado por
K(Fe2~)
3AlSi3O10(OH)2- K1v1g3Al5i3010(OH)2- K(Fe3~)
3MSi3O12(OH).Al aplicarestediagrama a las biotitas aquí estudiadas,los resultados que se obtienen son sólo
aproximados,ya queestasbiotitas coexistencon ilmenita y no con magnetita,como
proponendichosautores.
2+ Fe~
Fe30 o(c3)t<&4)
~~-\Y- a(os)
Li
\ AlFC -/
Figura 4.9.- Aplicación del diagrama Fe2~-Fe3~-Mg de Wones y Bugster (1965) a las biotitas de ambos
complejos.
Así, al utilizar el diagrama [log fo2 vs T
0C], el valor de la relación
121
4.QUIMICA MINERAL
1 00’~<(F&’/Fe2+ +Mg) y las cunastampóncorrespondientesNi-NiO y Fe2SiO4-SiO2-
Fe3O4(Fig. 4.10), seobtienequelas biotitasde amboscomplejostiendena condiciones
de formaciónmásreductorasy temperaturasmoderadamentealtas,estandoel intervalodel log fo2 comprendidoentre -14 y -17 y el de la T entre730<’C y 780
0C,paraunapresión de 2070 bares.Además,seobservaqueambosvalores disminuyenhacialasbiotitasde las unidadesmásevolucionadas.
Figura 4.10.- Diagtam T 0C - log fo2en el quese proyectanloscamposaproximadosde la fo2 de las
biotitas estimados en el diagrania anterior.
En resumen:
Las unidades graníticas diferenciadas tienen biotitas con diferentes
característicasquímicas,siendoel valor de la relaciónFe2~IFe2+ +Mg el caráctermás
diferenciadorde las mismas,el cualaumentadesdelas biotitas de la unidad 01 a lasde la unidad04, en el primercomplejo, y desde G5 a 06, en el segundo.
o
NNO
10
o
0~o
—20
— .30300 1100700
Temperatúrc oc500 900
122
4, QUIMÍCA MÍA/ERAL
La composición química de las biotitas clasifican el macizo granftico deCadalso-Casillascomoalumino-potclsicoeindican un ambientegeotectónicodecolisión.
La relaciónAl/Mg de las biotitas de todas las unidadesgranfticasestudiadasindica queéstascristalizarona partir de un magmaperalumínico,por coexistir consilicatos alumínicosy moscovita.
LascondicionesestimadasdeT y fo2 en las queseformaronlas biotitasde los
dos complejosdel macizode Cadalso-Casillasde Floresindicanvaloresde730-780W
y -14 a -17 respectivamente,a 2070bares.
4.1.2Moscovita
En el complejo de Payo, la moscovitaestápresenteen todaslas unidades.Elcontenidovaríadesdecantidadesmínimas,en la unidadde Gata(01), hastacantidades
importantesen el granitomoscovíticode La Alberguería(04), en el quela moscovitaes la mica dominante. Por ello, las moscovitasanalizadaspertenecena todas las
unidades,exceptoa la 01.
En el complejode Peñaparda,la moscovitadominasobrela biotitaen el granito
de la Ermita (06), mientrasqueen el granitode Peñaparda(05) ocurre lo contrano.
Las moscovitasanalizadasfueron seleccionadasde acuerdocon una serie de
característicastalescomo:
1) El estadode alteraciónsupergénicade las muestras.
2) La abundanciarelativade la moscovitaen la muestra.
3) Su tamañode granoen relaciónconel del resto de los mineralesesenciales.
4) Sus formas, terminacionesy relacionestexturalescon el resto de los mineralesy,especialmente,su contenidoen inclusiones.
Deestamaneraseintentó, encadaunidadgranítica,clasificarlas moscovitasen
123
4. QUÍMICA MINERAL
“primarias” y secundarias,siendo,en general,el númerode lasprimerasinferior al delas segundas.Por otra parte, dado que los análisis por microsondaelectrónicano
proporcionanla relaciónFe3~fFe3~,su cálculo se ha realizadoutilizando el métodopropuestopor Laird y Albee (1981).
La composiciónde las micas dioctaédricas se puede definir en función de lostérminos fmalessiguientes:Moscovita -, K(AID”’(AISi
3Y”040(OH,F)2-. ¡‘aragonito -.
Na(A11f1(AISi
3Y1’0
10(OH,FS -. Celadonita -~ K(Mg,Fe2fl(Fe3+ ,Ai[)(S1
4)010(OH)2,considerandoque existe solución sólida continuaentre la moscovitay la celadonita,mientrasque entreésta última y la paragonitala serie es discontinua.Por ello, lavariacióncomposicionalde las micasblancas(Mu) y sudesviacióndel modeloteórico
idealpuedeserel resultadode distintos tipos de sustitucionescatiónicascomoson:
a) La sustituciónAl - Teschermak(fengítica),queconsisteen la sustituciónde (Al)”’
por (Si)”’, compensándosela diferenciade cargaspor el reemplazamientode (Al)”’ porFe
2~ y Mg2~.
b) La sustituciónen las posicionesinterlaminarespuedeser de varios tipos, siendoelmás importantela sustitucióndirecta de K~ por Na~, extendiéndoseasí la solución
sólida haciael término fmal sódicoo paragonita.Por otra parte,el Ca2~, Ba2~, Sr2~ oel H
30~ puedensustituir al K~, produciéndosela formaciónde vacantes.En algunas
ocasiones,el K~ puedesersustituidoporcationesmonovalentescomoel Rb~, Cst, etc.
Ademásde estos dos tipos de sustituciones,queson las queapananlas micasblancasde la moscovitaideal, existenotros tipos menosimportantescomo son:
c> La entradade Ti en la capaoctaédricaque, aunquebastantedifícil de evaluarpor los
bajos contenidosen Ti de las micas blancas, puedeefectuarsepor alguno de lossiguientesmecanismos:
(a) 2(AI)’1 (yj>VI + (n3~)”’(1,) (RZ+)VI + 2(Si)”’ (Ti)”’ -4- 2(AI)”’(c) 2(R2t)” (Tj)”’ + (y)”’
(e) (Al)” + OH- (Ti)”+O~2
124
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
d) La sustitucióndel (Al)”’ porFe3~
Composición química y fórmula estructural
De acuerdoconlos datosquímicos(Anexo 1), en las moscovitasde los granitos
del primer complejo el número de cationes de Si” varía entre 3.09 y 3.17,
observándoseun ligero aumentodesdelas moscovitasdel granito02 a las del 04. Estamismapautaseverifica en el númerode cationesde Fe24-.Por el contrario, el número
de cationesde Ti” disminuye,no observándosevariacionesimportantesen el de A1~3
yMg2~.
En las micas blancasde los granitos del segundocomplejo, el número decationesde Si” oscila entre 3 y 3.11 y los de Fe2~ y Mg2~ sonparecidosen ambas
unidades,aunqueconmayoresvariacionesen la unidadG6. En estasmoscovitasesdedestacarlas diferenciasquepresentanen Al y Ti, siendoel primero másalto en lasmoscovitasde la unidad05, y el segundo(Ti) en las de la unidad 06.
Análisis de las sustitucionescatiónicas
Sustituciónfengítica
La efectividadde estetipo de sustituciónsepuedeevaluarapartir del diagramatriangular [(Mg+Fe.~)- (Al”’) - (Al”’)] de Guidotte (1984), o del diagramabinario
[Fe+Mg vs Si].
En el primero (Fig.4.lía), las moscovitasde las unidadesdel primercomplejo
se sitúan próximas al poío de la moscovitapura, sobre o muy cerca de la líneamoscovita-ferrimoscovita,y muy pordebajode la líneaferrimoscovita- fengita. Segúnseobservaen estafigura, la sustituciónTschermakno esefectivaen las moscovitasdelprimercomplejo. Además, la extensiónde la solución sólida hacia la ferrimoscovita
supondríala sustituciónde Al”’ por Fe3~. Igualmente,las moscovitasdel segundocomplejo se proyectantambién muy próximas al polo de la moscovitapura (Fig.4.1lb), en el diagramatriangular[(Mg+FeT)- (Al”’) - (Al”’)] y, comoen el casode
las moscovitasdel primer complejo, casi sobre la líneamoscovita-ferrimoscovita.
En el diagramabinario [Fe+Mg vs Si] (Fig.4.12a), las moscovitasdel primer
125
4. QUÍMICA MIhRA4L
complejo quedanpor encimade la línea que representala sustituciónTschermakitaideal, y aunqueexisteun progresivoenriquecimientoen Si en ellas, en el sentidode laevolución, el déficit de cargas en la capa tetraédricano es compensadopor la
sustitucióndel Al”’ por Fe+Mg en la capaoctaédrica. Igualmente,en el diagrama[Fe+Mg vs Si] (Fig.4.12b), las moscovitasdel segundocomplejoquedanpor encimade la línea que representala sustituciónTeschermakitaideal, lo quehacepensarque
dicha sustitucióntampocoes efectiva.
Figura 1 la.- Diagrama
complejo.
Fe+Mg-AI”1-AI”’
Mg + Fe~Cd
Ak’Mi,
de Guidotte (1984) aplicado a las moscovitasdel primer
A]”Mu
Figura 4.11W- DiagramaFe+Mg-AI”’-AI”’ de Guidotte(1984) aplicadoa las moscovitasdel segundo
complejo.
Q (05)m (co)
126
4. QUÍMICA MINERAL
1.0
08’. ~(c4) 082
a) b)
4.5-
04- 04
0.
Si de <a) ys:gundo(~)
Además,comoseobservaen ambosdiagramastriangulares,la soluciónsólidano seextiendehacíala fengíta,sino haciala ferrimoscovita, lo quesugiere,deacuerdo
con Monier y Robert (1986),queestasmoscovitas,en su mayorparte, cristalizarona
temperaturascercanasa los 600W. Estaestimaciónestábasadaen que, segúndichosautores,el componentefengítico en las micas blancases mínimo entorno a dicha
temperatura.
Sustitucionesinterlaminares.
El númerode cationesteóricamenteasignadoa la posicióninterlaminares 1 a
11 oxígenos. Sin embargo,en todas las moscovitasanalizadaseste valor es siempre<1. Esta deficiencia se debea unao a varias de las sustitucionesya citadas,cuya
evaluaciónes imposibleconlos datosdisponibles,salvo el del K por Na.
Así, en el diagrama [IC vs Na4.] (Fig.4.13a), las moscovitasdel primercomplejopresentanunaexcelentecorrelaciónnegativaentreamboselementos,mientras
que, por el contrario, en las moscovitasdel segundocomplejo se observaunagrandispersiónde los datos (Fig.4.13b).
127
4. QUÍMÍCA MINERAL
La entradade Ti en la capa octaédrica.
La falta de correlaciónentrelos pares(Ti, Al”’) y (Ti, R2~) en las moscovitasdelprimer complejo(Fig.4.14ay e) hacepensarquelos mecanismoscorrespondientesno son los responsablesde la entradade Ti en la estructurade estasmicas. Por otraparte, la existenciade unaligera correlaciónnegativaentreel par Ti-Al”’ (Fig.4.14c)
sugierequeestetipo de sustituciónpuedesermásefectivaaunqueno respondeportodo
el Ti presenteen estasmoscovitas.
En las moscovitasdel segundocomplejoseobservaun comportamientosimilara lasdel primero. Es decir, la falta decorrelaciónentrelos pares(Ti, Al”’) y (Ti, R24.)
(Fig.4.14b y 1) y unaligera correlaciónnegativaaunquecon mayordispersiónque enel primercomplejo, entreel par Ti-Al”’ (Fig.4.14<1). Por ello, cabepensaren otrosmecanismosno invocadosparajustificar la entradade Ti en la estructurade estas
moscovitas.
* (c2)O(c3>~o(c4) 7.
0.
00 e~
*000 ~0* ~h
* 0
0.05 0,10fila
0.
0.0. 75 0.20
b)
01
9
a
.1
o
o
(>(c5)EI(G6)
o
O
o
o
o
0. 00 0.05 0.50iVa
0. ‘5 0. 20
Figura 4.13a y
Peñaparda(b).
b. - Representacióndel Na frenteal K en las moscovitas del complejo de Payo (a) y de
o)
y,
o
0,
0.
0,
0,
1820. 00
128
4. QUÍMICA AlZA/ERAL
.44
k (02)O(cs)~ (c.’í)
o. 10-
Co. 05-
00 0
0 000
000
o.I..ITrTITIlIlrI iT TTrTTIEIEI0. 87 o,¿a 0. 97
AL
o con
o o00
0. 82
0. 70-
0* Co.m
ci
1.80 1.90AL
0.00
o
oc’1.
0. 87 Oj>92AL
d )
m
O
00
O
00
70
rnmTT..T~ mvi
(.80 1.90A 1 ~‘
1’ * 0. 10—
e)
Co. os-* o
mci o
4.
rmr.40./O 0.20
¡e2 +
0.0. 20
1)
m
u~m o
0
0. 00 0. Iv 0. 20 0. 20
Figura 4.14a-f.-Representacióndel Ti frente a Al”’, Al”’ y (1¿2+) de las moscovitasdel primer (a, b y
c) y segundocomplejo (d, e y O.
a)
Q(G5)0(06)
b)
CO
0. 10-
Co. os-
0. 00o.
o. lo’
Co. os~
82
*
00
o)
0. 97
0.1, 70
O
—l2. 00
0. lOm
Co.o
0.o.
129
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
La sustitucióndel Al”’ por Fe”’.
Al no serconocidala cantidadde Fe3~ no sepuedeevaluar dicha
No obstante,la falta de correlaciónentreel Al”’ y el Fe3” calculado(Fig.4.ser indicativade la pocaefectividadde la sustituciónde Al”’ por Fe34-.
sustitución.15a),puede
Igualmente, las moscovitas del
comportamiento(Fig.4.15b), por lo quetampocoes efectiva en estasmoscovitas.
segundo complejo presentantambiénpuededecirseque esta
0.* (ce)o(G3)c(G4)
* o
ca
0.
0.
* o.
0.
*
1 ¶1
oa.
04
rn
b)
Ej
o
0. O~
t. 80o. oc
1.1. 90 60 1. ~‘O 7.80 1. SO
.4 t “‘
Figura 4.ISa y b.- Representacióndel Fe3~ teórico frente
(a) y segundocomplejo(1,)
al Al octaédricoen las moscovitasdel primer
CondicionesfEsico-quimicas de formación
El esclarecimientodel origen magmáticoo “subsólidus” de la mica blancaenrocas ígneas,especialmenteen granitoides,y la relaciónexistenteentre su origen y
composiciónquímicahan sido el eje principal de los trabajosrealizadospor diversos
autoresalo largode los últimos quinceaños(Miller et al., 1981; Leroy y Cathelineau,1982; Monier et al., 1984; Speer, 1984; Monier y Robert, 1986 y Borodina yFershtater,1988).
Los criterios utilizados por estos autores para determinar el origen de la
a)o
*
el mismo
sustitución
0.
0,
0.
0.E,,
0.
11
a!
o
04
0. 02~
~.1
0(G5)EI(c6)
o
o.5. 60 1. 70
A t rl2.00 2,10
130
4. QUÍMICA MINERAL
moscovitason de diversaíndole y puedenresumirsede la siguientemanera:
Testurales:son los criterios clásicosutilizadosen petrografía,entrelos quedestacan
el tamaño,la formay la relacióndel mineralproblemaconel restode los mineralesdela roca,así comoel estadode alteraciónde la misma.
Paragenéticos:la presenciademoscovitamagmáticaestípicade granitosperalumñiicos
y, por tanto, sueleestarasociadaa otros mineralesalumínicos como biotitas muyalumínicas,silicatosalumínicos,cordierita, tunnalinaetc.
Petrogenéticos: la moscovitamagmáticaescaracterísticade plutonesricos en H20 yconsolidadosa unasprofundidadestalesque las condicionesde presióny temperatura
permitensu formación.De formatradicional, la presenciademoscovitamagmáticaenrocasgraníticasseha consideradocomoun indicadorde la composiciónperalumínica
del magma,estimándoseque su cristalizaciónseproducea presionesno inferioresa 3
6 4 Kb (11-15Km). No obstante, muchos autores han indicado la presenciademoscovitasprimariasenplutonesemplazadosaprofundidadesentre5 y 10 Km (Benoit,
1971; Nelsony Sylvester,1971; Banks, 1977; Swanson,1978; Sylvesteret al., 1978;Bradfish, 1979 y Andersony Rowley, 1981).Además,los últimos autoresconcluyeron
que la moscovitapor ellosestudiadase fornió a partir de un magmagranodioríticoy
a unapresión de 2Kb (7.6 Km).
Químicos: no existe un acuerdo generalizadoen la utilización del conjunto de loscriterios para determinarel origen de la moscovita,ya que los resultadoshastaahora
obtenidosno sondel todo concluyentes.No obstante,los criterios másfiables son losquímicos, apoyadosen experienciasde síntesis.Por ello, autorescomo Miller et al.(1981) y Monier et al. (1984) consideraronqueel contenidoen Ti de la moscovita
puedeemplearseparadiscernirentresu origenprimario o secundario.Por estarazón,los criteriosquímicosseTnlos quecon mayorénfasisse tratenaquí.
La aplicación de los criterios mencionadosa las moscovitasexistentesen lasunidades granfticas del macizo Cadalso-Casillasde flores ha proporcionado los
siguientesdatos:
De acuerdocon los criterios texturales,la moscovitade las unidades02, 03 y
131
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
04puedeconsiderarse,sólo en parte,magmática.Además,la cantidadde estetipo de
moscovita,cuyascaracterísticastexturaleshansido descritasen el capítuloanterior,aumentadesde02 hasta04.
Igualmente, en las unidadesdel segundocomplejo, parte de la moscovita
presentacaracterísticastexturalesque apuntana un origen magmático,aunqueen la
unidad06 ha sido bastantedifícil discernir si esta mica es magmáticao secundaria.Esto ha sido debido a que, aúnpresentándoseen varias formas, está afectadapor unprocesogeneralizadode fibrolitización quealterasus formasy relacionestexturales.
Respectoaloscriteriosparagenéticos,sepuededecirquela presenciade biotitamuy alumínica,cordieritaaunquepseudomorfizada,abundanteandalucita,considerada
ortomagmáticaen amboscomplejos,y turmalinatardimagmáticaindica, por un lado,la peraluminosidadde los magmasgeneradoresde dichos complejosgraníticosy, por
otro, la asociaciónparagenéticaadecuadaparala presenciade moscovitamagmática.
Los criterios petrogenéticosaquíutilizadoshansido, por un lado, el diagramatemario [Al - M2” - Si] de Monier y Robert (1986),quepermiteconocerel gradodesustituciónfengíticay la temperaturamínimade cristalizaciónde la moscovitaa 2 Kb,y por otro, el punto de intersecciónentrela curva de la estabilidadde la moscovitayla del “solidus” granftico, en funciónde la presión y la temperatura.
Al proyectar las moscovitasde los dos complejosgraníticos sobre el primer
diagrama(Fig.4.16ay b), se observaquecasi todasse sitúan cercade la moscovitapura, con un gradode sustituciónmínima.Respectoa la temperaturade formacióndelas moscovitasdel primercomplejo sepuedeestimar queestácomprendidaentre500
y 5500C,mientrasque la temperaturade las moscovitasdel segundocomplejoestaríacomprendidaentre500y 600W, e incluso má.saltaparaalgunasmuestrasde la unidad06.
La determinacióndel punto de intersecciónentre la curvade estabilidadde la
moscovitay la del solidusgraníticoes máscomplicada,ya quela segundapuedevariarparalelamentea las escalasde presióny temperatura,dependiendode la presenciadeelementostennodepresorescomoB, F, Li, Petc. Igualmente,la primera curvapuede
132
4. QUIMICA
(cp(ca>(c4)
complejo.
G5)G6)
Figura 4.lbb.- DiagramaAI-M24.-Si de Monier y Robert(1986)aplicadoa las moscovitasdel segundo
complejo. M AlN+AI~~; Nr= Fe o Mg.
Figura 4.16a.- DiagramaAl-M2~-Si de Monier y Robert(1986) aplicadaa las moscovitasdel primer
133
4, QUÍMICA MJNERAL
puedesermodificadatambiénpor lasvariacionescomposicionalesde la moscovita.Noobstante,de acuerdocon la (Fig.4.17), la curvadel fundidograníticopuedesituarseenel campode estabilidadde Iba andalucita,en el intervalo comprendidoentrela curva
correspondienteal 1 % Li2O y la curvaBV, mientrasque la curvacorrespondientea laestabilidadde la moscovitapuedesituarseentrelascurvasA y C. En consecuencia,se
puededecir que, para una presión inferior a 2Kb, la moscovita, la andalucitay elfundido graníticopuedenestaren equilibrio y, por lo tanto, coexistir en un intervalode temperaturascomprendidoentre580y 680 <‘C, aproximadamente.
8
-1
2
AÁs~$Y$MkC\kAt.;\
~1. CF400 500 600 700 800 900
TEA/PERATURiI (C0)
Figura4.17.- DiagrainaP-T en el quese representa:A Curvade estabilidadde la moscovitaricaen OH segúnChatteijey Johannes(1974).E y C= Curvasdeestabildadde F-moscovitade MacusaniglassPichavantstal. (1987).BV= Solidussaturadoen H.,O deBeauvoirgraniteBoheret al. (1987)y Pichavantet al. (1987).H= Punta triple de los silicatos alumínicos Holdaway (1971).Lic)
2, F, B20,= Temp. mm. del liquidusen el sistemaQ-Ab-Or-H20, conLi, FyBañadidosManning et al. (1984).Mac= Curvadel liquidussaturadoen 1120 de Macusaniglass Londonet al. (1986)y Boheretal. (1987).
Por lo quese refierea los criterioscristaloquimicos,el diagramatemario[Mg-
Na-Ti] de Miller et al., (1981) pennite distinguir las moscovitasprimarias de las
16-]
ti)
134
4.Q[JÍMICA MINERAL
secundarias.Así, al representarsobre dicho diagrama las moscovitas del primer(Fig.4.18a)y segundocomplejo (Fig.4.lSb), se observalo siguiente: a) en ambos
casos,las moscovitasse sitúan en el dominiode las moscovitasprimarias,a excepción
hechade algunasmuestrascorrespondientesa las unidades02 y 04; b) en el primercomplejo, las moscovitasmásricas en Ti son las correspondientesal granito02 y las
máspobreslas de 04, quedandolas de la unidadG3 entreambos,disposiciónqueescoherentecon el “trend’t evolutivo observadodesdela unidad 02 a la 04; y c) todas
las moscovitasdel segundocomplejo se proyectanen el campo de las moscovitasmagmáticas,quedandoclaramentediferenciadaslas muestrasde cadaunidad. Las
moscovitasde la unidad06 son másricas en Ti y máspobresen Na” que las de la
unidad05.
Igualmente,utilizandoel diagramatemario[Fe2O3- MgO -. TiOJ de Monier et
al. (1984), seobservaquelas moscovitasdel primercomplejo(Fig.4.19a), se sitúanen
el dominio de las moscovitasprimarias, observándosemásclaramentela separaciónentre ellas y el sentidode la evolución.Así, las moscovitasde 02 estánmáspróximas
al vértice de TiO2, las de03 enposiciónintermediay las de 04 cercanasal vérticede
Fe2O3.
Lasmoscovitasdelsegundocomplejo(Fig.4.19b), estánsituadas,en su totalidad
y al igual queen el diagraniadeMiller et al. (1981), en el campode las moscovitasprimarias. No obstante,convieneapuntaraquíque las moscovitasde 06, considerada
como la unidadmásevolucionada,son másricasenTi que las de la unidad05. Estehechopuedeindicarquizáslo ya señaladoporMonier (1987),quienobservóquesi bien
el contenidode Ti de las moscovitasprimariasdisminuíaal descenderla temperatura,en las moscovitassubsólidasel contenidoen esteelementoaumentabaal descenderlatemperatura.Segúnestaobservación,casi todaslas moscovitasde la unidad06 serían
postmagmáticas.No obstante,basándoseen los datosquímicosde roca total y de losmineralesaccesorios,en los quese observaun comportamientoanómalode la mayor
partede los elementosquímicosen las unidades05 y 06, no existenrazonesparaqueel Ti seaunaexcepción.Además, las moscovitasde la unidad06 son las de mayortemperaturaestimaday las más ricas en mineralesaccesorios,por lo que podrían
considerarsede cristalizaciónmagmática.
135
4. Q UIMICA MINERAL
Ti
Mg
02)63)04)
Na
Figura ISa.-DiagramaMg-Ti-Na de Miller et al. (1981)aplicadoa las moscovitasdel primer complejo.
‘Fi
«ecU fl~C ría $
[3
E
OOt000
O (05)m (os)
~2~e0~r¿;ao\
Y
jNa
Figura 4.lSb.- Diagrama Mg-TI-Na de Miller a al. (1981) aplicadoa las moscovitasdel segundo
complejo.
136
4. QUIMICA MH9ER4L
Ti 02
Fe £~3
k (c2)O(es)~(c4)
Mg (1
Figura 4.19a.- DiagramasTiO2-Fe2O3É-MgO de Monier et al. (1984) en el que se representanlas
moscovitasdel primer complejo.
TÚ ~2
Fe2O3
05)
Mg O
Figura 4.1gb.- DiagramasT102-Fe2O,t-MgOde Monier et al. (1984) en el que se representanlas
moscovitasdel segundocomplejo.
t1<
*
137
4.QUIMICA MINERAL
Por último, Monier et al. (1984) distinguierontres generacionesde moscovita
segúnel valorde la relaciónNa/Na+K: las magmáticas,con valoresentre0,06y 0,12;las tardi-postmagmáticas,con valores entre 0,01 y 0,07 y las hidrotennales,conrelaciones< 0,04. Segúnestecriterio, las moscovitasde las unidadesG2, G3 y G4
puedenconsiderarsemagmáticas,ya que presentan,en sumayoría,valoressuperioresa 0,07. Ocurre lo mismo con las moscovitasde la unidad05, con valoressuperiores
al 0,07. Por el contrario, las moscovitascorrespondientesa la unidad 06 presentanvalores que se reparten entre las magmáticas, las tardi-postmagmáticasy las
hidrotennales.
En resumen:
De acuerdocon los criterios texturales,la moscovitamagmáticaestápresenteen la mayoríade las unidadesgraníticasestudiadas.
La asociación paragenéticaen la que la moscovita se encuentra y la
peraluminosidadde los magmasgeneradoresde estos granitos son características
adecuadaspara que la moscovitaseade cristalizaciónmagmática.
Según los diagramas (Mg+Fe~AlíV~AlVI) y (A1-M2~-Si), las micas blancasestudiadasson moscovitascasi puras,con sustitucionesfengíticasdespreciables.Esto
podría apuntar, según Monier y Robert (1986), hacia temperaturasde formacióncercanasa los 600W. Además, en el segundodiagrama, la mayor parte de lasmoscovitasestudiadasmarcantemperaturassuperioresa 550W, a 2Kb de presión,loque coincide “grosso modo” con las condicionesde presión y temperaturadeducidas
apartir del diagramaP-T de la Fig. 17.
>-~ En los diagramastriangulares(Ti- Mg- Na) y (TiO2-Fe2O3-MgO),las moscovitas
estudiadasse proyectancomo moscovitasmagmáticas,y se alinean segúnun claro“trend’ evolutivo, de acuerdo con su contenidoen Ti. Esta disposición sería, en
principio, imposiblesi las moscovitasfuesensecundarias.
La relaciónNa/Na+K es mayorde 0,07en más del 75% de Las moscovitasanalizadas,por lo que, de acuerdoconMorderet al. (1984),puedenconsiderarsecomo
moscovitasmagmáticas.
138
4.QUIMICA MINERAL
4.2 MINERALES ACCESORIOS
Esteapartadose ha dedicadoal estudiode los mineralesaccesorioscon el finde conocerla asociaciónparagénetica,su comportamientogeoquimico,su composición
química, la variación de dicha composición con la evolución magmática y ladistribuciónmineralógicadeelementoscomolas TR, el lii y el U. Esteúltimoobjetivo
es fundamentalpara interpretarlos espectrosde lasTR y determinarla distribucióndelU y Th a escaladel macizo.
La existencia y el comportamientode los minerales accesoriosen rocasgraníticasseexplicaporla concurrenciade variosparámetrosfísico-químicos,entrelos
quedestacanlos siguientes:
a) El tipo de magmagranítico (peralumínico,metalumínicoo peralcalino).
b) La actividad del Si y del Ca en el fundido. La actividaddel primero afectaa los
silicatosde Zr y ib, mientrasque la del segundoponeel Límite entrela cristalización
de la monacitay la allanita. Además,el Ca regulael comportamientodel P205 y, porconsiguiente,la cristalizacióndel apatito.
e) El índice de aluminosidady, concretamente,la relación Al/Ca del magma.Esteíndicecontrolala formación de la esfenay la allanita en magmascon valoresAuCa
bajos,mientrasquela monacitaescaracterísticademagmasconvaloresaltos.Es decir,el contenidoalto en Ca favorecela formación de esfenay allanita, mientrasque lamonacitase formaenmagmasconcontenidosbajosen Ca(Leey Dodge,1964; Cuney
y Friedrich, 1987).
d) El contenidoen elementostrazadel magma,como son las TR, Th, U, Y, Zr, Nby Ta, cuyoscoeficientesde repartosonmuy bajosparalos mineralesesencialesde lasrocasgraníticasperalumínicas.Por ello,en la mayoríade los casos,estoselementosson
fraccionados,comomayoritarios,en los mineralesaccesorios.
e) La fo2 y la relación U/ib controlan, por un lado, la formación de ilmenita omagnetitay, por otro, la formaciónde la uraninita, uranotoritay torianita.
139
4.QVIMICA MINER4L
O El contenidoen volátiles del magma,como son el Li, F, B, etc, que afecta, engeneral,a la solubilidad de los mineralesaccesoriosen los magmasgraníticos.
4.2.1 Mineralesaccesoriosdelcomplejo de Payo
En este complejo, la asociaciónde mineralesaccesoriosestá constituidapormonacita,ilmenita, allanital,apatitol, circón, xenotinia,uraninita,esfalerital,pirital,loellingita,calcopirital,arsenopirital,cobaltita,turmalinal y andalucita,asociaciónque
escaracterísticade los “granitos peralumínicose hipocálicicos” del MacizoHercinícoEuropeo (Cuney et al. 1979; Pagel, 1981 & 82; Cuney y Friedrich, 1987). Estaasociaciónmineral es también similar a la observadaen los granitosdel áreaViseu
Guarda,en Portugal(Pagel, 1979), a cuyaprolongación,haciaEspaña,pertenecenlasrocasaquíestudiadas.
Los mineralesaccesoriosmencionadosserántratadosconmayoro menordetalledependiendode la informacióndisponible, siendolos aspectosa tratar los siguientes:
la composiciónquímica, su variación a lo largo de la evolución del complejo, sucomportamiento geoquñnico, sus implicaciones petrogenéticas y los procesospostmagmáticosque los afectaron.
4.2.1.1Monacita
Es un miembrode unaseriedemineralesmonoclínicosqueincluye a la cheralita
(Ca, Ce, Th)(P, Si)04 y a la huttonita(ThSiO4). Sufórmula generalesABO4, en la queA representaa las TR, ib, U y Ca; y B al P y Si (Bowles et al., 1980 y Fleisclier,
1987).
Composiciónquímica
La composiciónquímicasemicuantitativade los cristalesde monacitaanalizadosen muestrasde las cuatro unidadesde este complejo y de los afloramientosde La
Fuentedel Espinar(G7B) está recogidaen la Tabla 4.1.
De acuerdo con estos datos, la composiciónquímica de la monacitaes casiconstanteen las unidadesprincipalesdel primer complejo(01 a 04). Sin embargo,la
140
4. Q UIMICA MINERAL
monacitade losafloramientosde La Fuentedel Espinar(G7B) es ligeramentemásricaen CaO y Th, y máspobreen TRL Además,la mitadde las monacitasanalizadasde
dicho afloramiento contienenU, mientrasque en todas las monacitasrestantes,elcontenidoen U estápor debajodel limite de detecciónde la técnicaanalfticaempleada
(EDX).
Componomientogeoquímico
Parael estudiodel comportamientode la monacitaseha considerado,por un
lado, la etapamagmáticay, por otro, la postmagmática.
Oxidos 01 02 03 04 07B
P,o, 34.8 345 344 34.6 34 365 346 34 358 27.4 35
CaO 1.2 14 II 12 12 127 15 IV 28 1.5 2.2
Ce2O, 29.3 296 268 301 29.5 299 303 265 244 33 25
L,O, 13.9 136 127 14 14.7 143 164 111 JOS 16 11
Nd,O, 13.3 125 122 124 ¡33 12 98 108 105 134 ¡2
mo. 6.5 74 41 685 72 58 71 ¡34 919 66
U02 - 6.6 6
5i02 - 47 - 0.8
AI,O, - - 2 - - - . 05 -
Fe,O, - 14 - - . - - - -
SO - 0.38 - 05 - - - - - - -
COMPOSICIÓN
Tabla4.1.QUÍMICA DE LAS MONACITAS DE LAS UNIDADES DEL PRIMER COMPLEJO.
La monacita, durante la etapa magmáticade los granitos peralumínicosehipocálcicoscomolos aquíestudiados,tieneuna solubilidadmuy baja (Montel,1985),por lo que su diferenciaciónes precoz. De esta manera,la concentraciónde este
mineraltiendea disminuira medidaqueaumentala diferenciacióndel granito. Porotra
141
4. Q ULMICA MINERAL
parte, autorescomoRappy Watson(1986), Yurimoto et al. (1990) y Montel (1993)
indicaronque la solubilidadde estemineral decrececonel descensode la temperaturay con el aumentodel contenidoen SiO2 del magma.De acuerdocon estasideas,en un
conjunto de rocas graníticascogenéticas,como pareceser el complejo de Payo, sepodríaesperarunadisminucióndel contenidoen monacitahacialas unidadesgranfticas
másevolucionadas.
En efecto, el estudiomediantemicroscopiaópticay electrónicade barrido hapuestode manifiestouna disminucióndel contenidoen monacitadesdelas unidadesmenosa las más diferenciadas.Además,de acuerdo con los análisi.s químicos, se
observaque casi la totalidad de las (TRiL) y del (ib) están incorporadosen dichofosfato, descendiendoasí, con la evolución, el contenidoen dichoselementosen laroca, taj y comoplantearonMettlfehldt y Miller (1983), Cathelineau(1987) y Watt y
Harley (1993).
Por otra parte, la presenciade la monacitacomoinclusiónen algunosminerales
accesoriosy en todos los mineralesesenci~es,indicaría la cristalizacióncontinuadadeestefosfatoa lo largo de la evoluciónmagmática.
Igualmente, el contenido teórico en monacitade las cuatro unidades másimportantesdeestecomplejo(Tabla4.2),calculadoteniendoen cuentaLa composición
Tabla4.2.CONTENIDOTEÓRICOENMONACITA
Unidad PPM
01 254
02 ¡74
03 131
04 110
OVE 54
142
4. QUÍMICA MINEIL4L
LÁMINA 4.1
A) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal de biotita cloritizado (3) que incluye un
cristal parcialmentealteradodemonacita(centrode la imagen).(1) Zonaalteradadondedestaca
el aspectoesponjosode la partealteradadel cristal de monacitay (2) parteinalteradadel mismo
cristal.
B) Imagendeelectronesretrodispersadosde biotita (B¡ot) en contactoconapatito (Ap). El cristal
de biotita incluye otro de monacita(1) alterado.En las inmediacionesdela monacitase observa
allanita (2 y 3). La distintanumeraciónde los cristalesde allanitaobedecea la existenciade
ligerasdiferenciasen su composicion.
C) Imagendeelectronesretrodispersadosdeclorita (Chi) ilmenita(Ilm) y moscovita(Mus).Destaca
lapresenciadeallanita(1) incluidaen ¡aclorita. Estaallanitapuederepresentarel casoextremo
de la alteraciónde la monacitaobservadaen la imagenanterior.
D) Imagende electronesretrodispersadosde feldespatopotásico(KFd), albita (Ab) y moscovita
(Mus). Destacala presenciade allanita(1) asociadaa fluorita (FI) en la zonadealteración.
E) Imagende electronesretrodispersadosde biotita (Biot) parcialmentecloritizada. cuarzo (Q) y
fluorita (FI). Obsérvesela presenciade un cristal de monacitaalteradoen el centrode la
imagen.En estecristal, los restosdecolor blancoestáncompuestospor monacitay complejos
fosfatadosde Th, mientrasque, las zonascon tonosgrisesson de apatito.
F) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal de biotita (Biot) y óxidos de Ti (TiOD.
Destacala presenciaen el centrode la imagende restos(3) de un cristal de monacitaalterada
a aoatito (Ap) y QQmpIlestQscornPlejQsde lb (lv 2). A diferenciade la imagenanterior, el
apatitocubrela mayorpartede la superficiedel cristal precursor,por lo quepuedeserun caso
másavanzadode alteración.
143
4, QUÍMICA MINERAL
química de las monacitas analizadas,el contenido en Ce de la muestra total y
considerandoque todo el Ce estáen forma de monacita,disminuyedesde01 a 04,siendoel mínimo contenidocorrespondienteal afloramientode G7B.
Todos estos datosde observacióny químicos apoyan la idea de una cristalización
fraccionadacontinuadadela monacita,coincidiendoconMontel (1986),,Rappy Watson(1986),Cathelineau(1987), Yurimoto et al. (1990),Jian-Xin y Cooper(1993), Warky Miller (1993) y Mantel (1993).
Tabla4.3.COMPOSICIONQUIMICA DE LAS ZONAS ALTERADAS (A) E INALTERADAS (E) DE LA MONACITA
Óxidos A
mO, 24.4
C,O, 19.2 29.6
7.9 13.5
N&O, 7.6 12.5
P,O, 32.5 34.5
C.O 8 1.4%
total 99.6 98.98
Durantela fasede alteraciónpostmagmática,los cristalesde monacitade todaslas unidadesdeestecomplejofueronafectadospor un procesodealteración,deacuerdo
con los siguientesesquemas:
(a) Cuandola monacitaestáincluidaen la biotita, aquellaseencuentraocasionalmentealterada, en sus zonas más externas, a una mezcla formada por un compuestoconstituidopor SiO2, A1203 y Fe2O3, probablementeproductode la cloritizaciónde labiotita, y restosde monacita(LAM.4. 1 A), cuyacomposiciónquímicaestárecogidaenla (Tabla 4.3). La zona central del cristal es monacitainalteraday su composición
144
4. QUÍMICA MINERAL
LÁMINA 4.2
A) Imagende electronesretodispersadosde albita (Ab) y moscovita(Mus). Destacala presencia,
en el centro de la imagen, de un cristal de monacitatotalmentealterado a apatito (Ap) y
complejosfosfatadosde ib (ib). Estosproductospuedenrepresentaral casoextremo de la
alteraciónobservadaen las imagenes(4.1 E y F).
ti) Imagen de electrones retrodispersadosde una plagioclasamicrofisurada(Plg) y fosfatos
complejosfosfatadosde ib (1), probablementeproductosde la alteraciónde la monacitay
precipitadosen las fisurasde la plagioclasa.
C) Imagen de electronesretrodispersadosde biotita (Biot) parcialmentemoscovitizada(Mus).
Obsérvesela presenciade fluorita (FI) en lospíanosde exfoliaciónde la biotita, asícomo los
complejosfosfatadosde lb (1) englobadosparcialmentepor la fluorita.
D) Imagendeelectronesretrodispersadosdeunfenocristaldecuarzo(Q) queincluyeilmenita(Ilm),
compuestoscomplejosdelb (1), mispíquel(2), compuestoscomplejosdeTRL (3)y restosde
monacita(4).
E) Imagende electronesretrodispersadosde albita(Ab) y cuarzo (Q). Obs¿rvesela presenciade
un cristal de apatito (Ap) en el espaciointergranular,quea su vez incluye otro de monacita
(Mz). Ambos mineralesaccesoriospresentanhuellasde disoluciónparcial.
145
4. QUÍMICA MINERAL
químicaestárecogidaen la mismatabla. De la comparaciónde estosdatos químicosse deduceque la monacitasin alterares muchomáspobre en Th y CaOy másrica en
TRL. que la alterada.Desdeel punto de vista textural, la zonaperiféricadel cristal demonacitapresentaaspectoesponjoso,debidoprobablementeafenómenosde disolución
parcial.
(b) En otros casos, la monacita incluida en la biotita se encuentraalteradaa uncompuestoconstituidopor P205(37.7%), CaO(31.7%),Ce2O3 (11.8%),La2O3 (5%),Nd2O3 (4.5%) y Th02(7%), en el queseobserva,en comparacióncon la monacitasin
alterar, un aumentoimportantedel CaO y ligero en P205, asícomo una disminuciónimportanteen el contenidoen TEL. Por el contrarioel contenidoen ib permaneceinvariante(LAM. 4. 1 B). Al igual que en el caso(a), las zonasalteradasdelcristal de
monacitapresentanunatexturaesponjosa,y adiferenciadeaquél,en las inmediacionesdel cristal de monacita se forma un compuestoconstituidopor 5i02 (34%), .41203(21.26%),P205(.6%), CaO(19.5%),Fe2O3 (12.9%),Co203 (6.9%),La2O3 (1.8%) y
Nd2O3 (2.6%) o por 5i02 (33%), .41203(19.7%), CaO(15%), Fe2O3 (14.5%),Ce203(9.9%), La203 (3%) y Nd2O3 (3.8%), composiciónque corresponde.con la de la
allanita. Este último mineral, que aparecea modo de venas, está intimamente
relacionadocon la monacita. E caso extremo de esta última transformación loconstituyela presenciade aflanita, contexturasemejantea la indicada, incluida en la
clorita procedentedela alteraciónde la biotita (L.AM. 4. 1 C). Además,scha localizadoallanita intiniamenteasociadaa fluorita, rellenandoambaslas microfisurasde la albitay el feldespatopotásicoy sin relacióndirectacon la monacita(LAM. 4.. 1 U).
(c) En el tercer caso, la monacitase encuentratotal o parcialmentealteradaa apatitoy complejos fosfatadosde ib y Ca. El inicio de esta alteración lo constituye la
apariciónde unatexturacondigitacionesde apatito,mezcladascon restosde monacitasm alterary complejosfosfatadosde Th y Ca (LAM. 4.1 E). En la etapaintermedia,
aumentala proporciónde apatitoy los fosfatosde Th, disminuyendoa su vez los restosde monacita(LAM. 4. 1 F) y, por último, el casoextremode estatransformaciónestárepresentadopor la asociaciónde complejosfosfatadosde ib y apatito, sin restosdemonacita(LAM. 4.2 A). La composiciónquímicasemicuantitativade dichos fosfatoscomplejosde ib y Ca (Tabla4.4) seasemejaa la de los mineralesde la serie torita-
auerlita,en la que la SiO2 essustituidapor P205.
146
4. QUíMICA MiA~RAL
Estos fosfatos complejosse han localizado también, sin relaciónalguna concristales de monacita, rellenando las microfisuras de la albita, o asociadosy/o
englobadospor fluorita secundaria,incluidosambosen la biotita moscovitizadao en lamoscovita(LAM. 4.2 E y C). La existenciafrecuentede estos productoscomplejos,seguramenteprocedentesde la alteraciónde la monacita,en las microfisurasde otros
minerales,parece indicar su gran movilidad, aún siendo el ib el elemento másimportanteen sucomposicióny consideradogeneralmenteinmóvil. En rarasocasiones,
se han localizado también la asociaciónentre la posibleauerlita y los compuestos
complejosde TRL, cuya composiciónquímicaestá recogidaen la Tabla 4.5. Ambos
compuestossonproductosde la alteraciónde la monacitapero, en estecaso,ni las TRLni los complejosde ib parecenhabersufrido movilización(LAM 4.2 D).
Tabla4.4.COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LA POSIBLE AUERLIT A.
Óxidos A B C ~I ESiO~ ¡6 11.9 17.7 9.3 26.2
AI,O, - - 4.3 ¡.3 -
I½O, 5 ¡4 7 6 4.1
CaO 4.4 ¡2 3.6 4.4 2.3
F%O, 1.8 1.8 4.5 ¡.7 4.5
TItO, 70.6 SS 60.8 73.3 57.9
1102 - - - - 2.7
so - - - - 1.2
La alteraciónde la monacitaen apatito+ allanitaha sido observadopor Negga(1984) en rocas graníticasdel W de los Alpes. Caballero (1993) y Caballeroet al.(1993) han indicadoalteracionessimilaresen las monacitasde algunasepisienitasde la
Sierra de Guadarrama(SistemaCentral Español).No obstante,en ningunode estoscasosse indica la formaciónde los fosfatoscomplejosde Th. Pérezdel Villar et al.(1995) observaronque la monacitadel granito de referenciade El Berrocal, afectado
poralteracióndeutéricay/o postmagmáticaprecoz,seencuentrafrecuentementealterada
147
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
afosfatosde ib y Ca, cuandoel mineraloriginario estáintinamenteasociadoa fluorita
secundariay formadadurantelos procesosprecocesde alteracióncitados.Enestecaso,el apatitoy la allanita secundariosno han sidodetectados.
COMPOSICIÓNTabla4.5
DE UN COMPUESTO COMPLEJO DE nL.
Óxidos
510, 8.6
P20, 7.2
Cao 2.5
11.1
4.9
TItO, 2.8
4.6
C,O, 33.1
¡3,3
Nd,o, 9.8
SO 16
De acuerdocontodos estosdatos, la alteraciónde la monacitapuedeexplicarse
de la siguientemanera:la presenciade fluorita secundariaen el granito (deutéricaopostmagmáticaprecoz), la asociaciónde estemineralconlos fosfatosde ib y el hecho
de que en el granito de El Berrocal, semejantea los aquí estudiados,la monacitaalteradase encuentreintñnamenteasociadaa la fluorita secundaria(Pérezdel VillaretaL, 1995), sugierenquefluidos postmagmáticos,ricos enF, fueron [osresponsables
de la alteraciónde dicho mineral.
No obstante, los tipos de alteración antes descritos merecen explicación
independientedadala diferentenaturalezade los productosresultantes.Así, en el casoa), la biotita sehabríaalteradoparcialmentea clorita, dejandolibre 5i02, A1203 y
148
4.QUÍMICA MINERAL
LÁMINA 4.3
A) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal de albita (Ab) microfisuradoy con huellas
de disolución. Destacala presenciade fluorita (FI) en la zonaalterada.
E) Imagende electronesretrodispersadosde feldespatopotásico(KFd), albita (Ab) y moscovita
(Mus). DestacaJapresenciade Ja fluorita (Fi) en las microfisurasde losdosúltimos ‘nineraJes.
C) Imagendeelectronesretrodispersadosdeun fenocristalde feldespatopotásico(KFd)encontacto
con cuarzo(Q), el primeroincluye un cristal idiomorfo de xenotima.
1)) Imagende electronesretrodispersadosde un fenocristal de cuarzo (Q), que incluye cristales
subidiomorfosa xenomorfosde monacita(Mz), xenotima(Xet) y circón(Zr)
E) Imagende electronesretrodispersadosdebiotita (Biot) que incluye un cristal zonadode circón
con núcleorestíticomicrofisurado.Los números(1-9) representanpuntosanalizadospor EDX.
149
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
Fe203,mezcladoscon restosde monacitaempobrecidaen TEL y dejandohuecosdedisolución total. En el caso b), la monacita,en presenciade HE, daría lugar a la
formaciónde allanita,considerandoque la SiO2, el .41203y el Fe2O3necesariosseríanaportadospor la cloritización de la biotita, y el Ca por la disolución parcial de laplagioclasay el apatito, tal y como se demuestrapor la presencia,de huellas de
disoluciónparcial en ambosminerales(LAM. 4.2 E y 4.3 A).
El casoc) es, en principio, el más difícil de explicar, ya quehay quesuponerquepartedel primitivo cristalde monacitaperdióel ib y las TEL, enriqueciéndoseenCa hastael punto de precipitar apatito. Por el contrario, en otraszonasdel cristal de
monacita,lo queseprodujo fue esencialmenteunalixiviación de las TEL, y un ligero
enriquecimientodiferencial de Ca y Th para dar los fosfatos complejos de estoselementos.Además,la asociaciónespacialy la relacióntexturalentrela fluorita y losrestosde monacita,por un lado, y entrela primeray los productosde la alteracióndela monacita, por otro, inducen a pensarque el F pudo actuartanto como agente
desestabilizadorde la monacita,comode transportede las TEL y el Th, en forma decomplejosfluorurados,tal y como sedescribeen el granito de El Berrocal(PérezdelVillaret al., 1995).
De esta manen,la precipitaciónde la fluorita daría lugar al descensode laactividaddel F en el sistemay por consiguientela precipitaciónde las TEL en formade allanita. Además,la diferenciaobservadaen la distanciarecorridadesdeel mineral
fuentehastael lugar de precipitaciónde lasTEL y los compuestoscomplejosde ib y
Ca, puedereflejar la diferente estabilidadde los complejosfluoruradosde Th y los deTEL, siendoprobablementemásestableslos últimos.
En resumeny a modo de conclusion,sepuededecir lo siguiente:
Los cristalesde monacitaidentificados, por su tamaño,morfologíay escasas
diferencias en su composición química, pueden considerarsede cristalización
magmática.
El hecho de que la monacitaestéincluidaen otros mineralesaccesonosy entodos los mineralesesenciales,sugiereque la cristalizaciónde dichofosfatocomienza
en etapasmuy tempranasde la cristalizaciónmagmática,continuandohastalas mástardías.Esto inducea pensarqueel magmaestuvosaturadoen monacita,desdeel inicio
150
4. QUÍMICA MINFX4L
de su diferenciación.
La monacita puede considerarsecomo el mineral más importante en e]fraccionamientode las TRLL y del ib, durantela evoluciónmagmática.
La monacita magmática fue afectada por un proceso deutérico y/opostmagmáticoprecozde alteraciónqueoriginó la desestabilizaciónde dicho mineral,
dandolugaraapatito,allanita, fosfatoscomplejode Th y Ca y acompuestoscomplejosde TEL, según los casos.La relación íntima entre los productosde alteracióny Ja
fluorita secundariasugierequeel F fue el responsablede dichaalteración,asícomodeltransportede las TRL y, en algunoscasos,del ib.
Por últñno, la relaciónentre este procesode alteracióny otros que tambiénafectan a la roca podría ser la siguiente: las relacionestextuales entre la albitasecundariay la fluorita reflejan quela segundaesposteriora la primera. También, la
precipitaciónde la fluorita esposterior, en parte, a la moscovitizacióndel feldespato
potásico,por encontiarseaquellaen fisurasdentrode estasmoscovitas(LAM. 4.3 E).Por otra parte, la alteración de la monacitapareceparcialmentesimultáneacon la
cloritizaciónde la biotita.
4.2.1.2Xenotima
Es un fosfatode Y de fórmula (YPO4). Además,puedealbergarconcentraciones
apreciablesde Tierras RarasPesadas(TRP), U, Ca y, menosfrecuentemente,Al y
trazasde TRL.
Composiciónquímica
Los análisisquímicossemicuantitativosrealizadosen diferentescristalesde este
fosfato (Tabla4.6) ponende manifiestolo siguiente:
(1) El contenidoen Cadelos cristalesde xenotimadisminuye,en general,según
el mineralen el queestéincluida, de maneraquelos cristalesincluidosen la biotita sonmásricos en Caque los incluidos en el cuarzo.Además,los primeroscorrespondenala unidadG2, mientrasquelos segundoscorrespondenal afloramientode La Fuentedel
151
4.QUIMÍCA MÍA/ERAL
Espinar. En consecuencia,se puede decir que el contenido en Ca de este mineral
decreceligeramentecon la diferenciaciónmagmática.
(2) Todaslas xenotimasanalizadascontienenconcentracionesdetectablesde U,el cual, adiferenciadel Ca,aumentaconla evolución,variando desdeel 1.2al 11.2%.
(3) Todas las xenotimas analizadasde los afloramientosde La PuentedelEspinarcontienenconcentracionesdetectablesde M
203.
Tabla4. 6COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS XENOTJMAS DEL COMPLEJO DE PAYO
Óxidos 02 07
AI,O, - 0.34 1 1.2 ¶5 ¡4
CaO 1.27 0.93 0.49 2 6 3 7
P,O, 33.1 35.3 30.7 343 33.3 33 338
Y,O, 53.8 46.8 47.8 54 50.4 53 486
Gd,O, ¡.98 3.1 2.17 2.2 1 8 ¡.7
Dy1O, 4 4.98 3.98 44 52 4.1 4
Er.O, 2.34 2.93 1.97 22 22 1.5 1.8
UO, 3.34 3.87 ¡1.2 1.2 4.4 4 7.5
Comportamientogeoquímico
De acuerdocon Cuneyy Fredriech(1987)y Warky Miller (1993),la saturación
en xenotima de los magmasgranfticos peralumínicosy altamentediferenciadosseproduceen las etapastardíasde la cristalizaciónmagmática.Sin embargo,en el casoaquí estudiado,se ha observadola presenciade xenotirna incluida en otros mineralesaccesoriosque, a su vez, estánincluidosen la biotita. Estehechopodríaindicar que,
al menosa nivel muy local, pudoproducirseunasaturacióndel magmaen estefosfatodurantelas etapastempranasde su diferenciación.Además,la presenciade xenotimacomo inclusión en todos los mineralesesenciales(LAM. 3.21 A, 4.3 C y D), puede
152
4. QUÍMICA MINER4L
reflejar su cristalizacióna lo largo de toda la etapamagmática.
Por otra parte, el hecho de que la xenotimasea el principal responsabledelfraccionamientode las TRPy del Y del magma,deberíatraducirseen unadisminucióndel contenidode dichoselementoshacialas unidadesmás evolucionadas.En efecto,
segúnlos análisisquímicos de roca total, tantoel Y comolas TRP disminuyendesde
Gí a G4. Además,el contenidoteórico en xenotima,calculadode maneraanálogaalde la monacita (Tabla 4.7), disminuye desde Gí a G4. Sin embargo, en los
afloramientosde La Fuentedel Espinar(G7B), aunqueel contenidoteórico disminuyerespectoa G4, se ha observadoque la xenotimaes localmentemás abundantey de
mayortamañoqueen el restode las unidades,estándoincluidatantoen la biotita como
en los mineralesde cristalizacióntardía,comola albita, el cuarzoy la moscovita.Porello, podría decirse que su cristalización se intensifica en las etapas finales de la
diferenciaciónmagmática.
Tabla4.7.CONTENIDOTEORICOENXENOTIMA
UNIDAD PPM
01 60
02 33
03 30
04 24
07B 12.5
En ocasiones,los cristalesde xenotimapresentandiferenciasen el contenidoenY y P, lo quepodríaser indicativo de variacionesen el contendiode estoselementos
en el magma. Así, Wark y Miller (1993), que tambiénobservaronestasvariacionescomposicionalesen las xenotimas del Sweet Water Wash granite, en el SE deCalifornia, sugierenque las xenorimas más ricas en P y más pobresen Y puedenserde cristalizacióntardía,mientrasquelas decristalizacióntempranasuelensermásricas
en Y y máspobresen P.
Por otra parte, al igual que la monacita, la xenotima también se encuentra
153
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
alterada.En la composiciónquímicade un restode xenotimaalterada(Tabla4.8), se
observa,en comparacióncon la xenotimainalterada,un aumentodiferencialdel 1>205
y .41203 y unapérdidacasi total de las TRPy el Y en algunaszonas.
Tabla4.8COMPOSICIÓNQUÍMICA DEUN RESTODEXENOTIMA
Óxidos re
810. 19.3
Aho, 6.9
49.1
Cao 2.9
Fe20, 2.1
UO, II
0y20, 3.9
En resumeny comoconclusiones,sepuededecir que:
La cristalizaciónde la xenotimase inicia, al menosde forma local, en etapasmuy tempranasde la cristalización magmáticay se prolonga hasta las etapasmás
tardías.
La mayorpartedel Y y las TRP del magmaestáfraccionadaen la xenotima.
La xenotimaes el único mineral accesoriode los identificados,a excepciónhechade la uraninita, que, a lo largode la evoluciónmagmática,incoiporacantidadesde U por encimadel limite de detecciónde la técnicaanalíticaempleada.
Durante la evolución magmática,los contenidosen U y Ca de la xenotimavarían paralelamentea las concentracionesde estoselementosen el magma. Así, el
contenido de U aumenta con la evolución, mientras que el del Ca disminuye
ligeramente.
154
4.Q UÍM1CA MÍA/PIRAL
A diferenciade la monacita,no se ha identificadomineral secundarioalgunoproductode la alteraciónde la xenotlma.
4.2.1.3 Apatito
Es miembrodeunaserieisomorfade fosfatosde Caconlos siguientestérminosfinales: Ca5(PO4)3 F, Ca5 (PO4)3 Cl, Ca5 (PO4)3 OH y Ca5 (1>04 ,C03, OH)3 (F, OH).
Además,puedeincorporarMn, TRP, U y Fe2~.
Composiciónquímica
La composicionquímicade 8 cristalesprimarios de las distintasunidadesdel
primercomplejo, incluyendolas Cúpulasde La Fuentedel Espinar,asícomola de uncristal secundarioprocedentede estasúltimas (“<) (Tabla4.9), pone de manifiestolo
siguiente:
(1) Los cristalesde cristalizaciónmástemprana(incluidosen la biotita deGí y G2) sonmás ricos en CaO y su contenidoen Fe
2O3 y MnO está por debajo del límite de
deteccióndel EDX.
Tabla4.9COMPOSICIÓNQUÍMICA DELOS APATITOS DELAS UNIDADESDEL PRIMERCOMPLEJO
01 I...............iz ~I...................I1‘uJZT½I’i 11211 2 í.JCaO 526 525 50 509 50 504 503 496 52.5
Pp, 47 472 474 475 47.5 477 474 496 474
MaO lIS 1 1 13 13 076 -
Fe,O, 13 05 13 05 09 - -
(2) Parte de los apatitosde G2 y los de G3 y G4 son muy parecidosy contienensiempreconcentracionesdetectablesde MnO y Fe
2O3.
155
4.Q UÍMICA MINER4L
(3) El apatitoprimario del afloramientode La Fuentedel Espinares muy semejantealos primerosde Gí y G2, mientrasqueel cristal secundariodel mismoafloramientoesel másrico en P
205, máspobre en CaO y su contenidoen Fe2O3estápor debajodel
límite de deteccióndel EDX.
Comportamientogeoquímico
(a) Durantela cristalizaciónfraccionadade los magmasperalumínicos,la solubilidad
del apatitoes muy baja (Watson1980), lo quedeterminaqueel fundido seempobrezcarápidamenteen apatito y, por consiguiente,en P. Por lo tanto, la concentracióndeapatito en la roca tiendea disminuir a medida que aumentasu diferenciación. Sinembargo,paraun contenidodeterminadoen Ca, la solubilidaddel apatitoesmayoren
fundidos despolimerizadosque en los polimerizados (Ryerson y Hess, 1980),aumentandoasí su presenciaen las etapasfinales de la cristalizaciónmagmática.
De acuerdoconManing (1981)y Samuely Phil]ips (1992), la despolimerización
de un fundidograníticopuedeserdebidaa la presenciade concentracionesimportantesde F y, segúnPichavantet al. (1987) y Ruth et al. (1992),a la presenciade B. Noobstante,esteprocesopuededebersea la presenciasimultáneade B, F y 1> (Holtz et
al., 1993, HansKeppler, 1993 y London et al., 1993). Así, la presenciade cantidadessignificativas de uno o más de estos elementosafectaría a las condicionesfisico-
químicasdel fundido granítico, disminuyendola viscosidaddel mismo y aumentandola solubilidad de algunosmineralesaccesonos.Además,estos elementosamplianelámbitode la fase ígnea,bajando las temperaturasde cristalización.
Enel casoaquíestudiado,los hechosde observaciónhacenpensarqueel apatitocomenzóa cristalizaren las etapasmástempranas,representadopor los cristalesque
estánincluidos en las zonascentralesde los cristalesde biotita (LAM. 3.6 E, 3.12 A,B y D). Posteriormente,el apatitocristalizaríadurantelas fasestardías,demaneramás
masiva. Este apatito estaría representadopor el que rodea a la biotita, el que se
encuentraincluido en los feldespatosalcalinos y el que seencuentraen los espaciosintergranulares(LAM. 3.6 F, 3.7 A, 3.11 E y 3.14 B).
En consecuencia,si se tiene en cuenta la peraluminosidaddel magma, sucontenido relativamentealto en H20, deducido de la existencia de moscovita
156
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
magmática,y su probableriquezaen B, F y P, deducidade la presenciade turmalina
tardi-postmagmáticay fluorita postmagmáticaprecoz,asícomoel contenidoelevadode
1>205 y la presenciade otros fosfatosademásdel apatito,el comportamientode esteúltimo mineral se podría resumirde la siguientemanera:
El apatito empezaría a segregarseen las etapas más tempranasde la
cristalizaciónmagmática,dadasu bajasolubilidaden magmasperalumínicoscomoel
aquíestudiado.Posteriormente,en etapasmásavanzadasde la cristalizacióndescenderíala actividaddel Ca, aumentandoprobablementelas concentracionesen B, F y 1>, así
como el contenido en 1120. Estos hechos pudieron causar, por un lado, ladespoliimerizacióndel fundidoy, por otro, el aumentode la solubilidaddel apatito.
De estaforma sepodríaexplicarel aumentodel contenidoen 1> de la rocatotal
y el aumentoen apatitoen las unidadesmásdiferenciadas,en las cualesdicho mineral
cristalizóen las fasesúltimas de la diferenciaciónmagmática.
(b) Durante la etapa postmagmática,los apatitos sc originaron por dos vias: losprimerosson los productosde la alteraciónde la monacita(LAM. 4.1 E y F y 4.2 A)
y los segundos(LAM. 3.14C) estánposiblementerelacionadosconunaremovilizacióndel 1>, ya que, en muchoscasos,se han observadohuellasde disoluciónparcial en los
apatitosprimarios (LAM. 4.2 E). Las diferenciasfundamentalesentreambostipos de
apatitoconsisten,por un lado, en la forma y tamañoy, por otro, en que los primerosestánsiemprerelacionadosdirectamentecon su mineralprecursor,la monacita,y los
segundosno. En cuantoa su relacióntemporal,se puededecir lo siguiente:el primertipo guarda,en ocasiones,relacióndirectacon la cloritizaciónde la biotita, por lo que
podríadecirseque es anterioral segundotipo, el cual pudo haberseformadoen unaetapa posterior. Además,estos últimos aparecenrellenandolas microfisurasde los
feldespatosalcalinos,y sólo sehanencontradoen las unidadesmásdiferenciadasy más
ricas en apatito.
Parafinalizar, se puedeconcluirdiciendoque:
Las característicastexturalesy químicasde los apatitosestudiadosinducenaestablecer,al menos, dos generaciones:la ortomagmáticay la secundaria.En esta
última, se incluye el apatitoproductode la alteraciónde la monacitay el que rellena
157
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
tas microfisurasde los feldespatosalcalinos.
Los apatitosmagmáticosy de cristalizaciónprecozson ligeramentemás ricosen Ca que los apatitosmagmáticosde cristalizaciónmástardía.
A medida que avanza la evolución magmática, aumentan también lasconcentracionesen Mn y Fede los apatitos,paradescenderposteriormenteenlas etapas
finales.
El apatito secundarioes ligeramentemáspobreen Cay másrico en P quelos
magmáticos.
Las concentracionesde U y TR en todoslos cristalesanalizadosestánsiempre
por debajodel limite de deteccióndel EDX, por lo que no parecequeestemmeralseapreponderanteen el fraccionamientode dichoselementos.
4.2.1.4Circón
Es un silicato deZr con fórmula Zr[SiO4jj, que puedealbergartambiénU, ib,TEP, Ca y Fe2O3.
Composiciónquímica
Los análisisquímicospuntualesy semicuantitativosobtenidosen los circonesdelas unidadesdel primercomplejoestánrecogidosen la (Tabla4.10),y los obtenidosdelnúcleoy las capasperiféricasde un cristal zonado(LAM 4.3 E), estánrecogidosen la
Tabla4.11.
Estosdatos ponende relieve lo siguiente:
- En los cristalessimplesseobservaque los contenidosenHf, Fe, Ca y U varían deuna unidad graníticaa otra. Así, en la unidad Gí, el circón contiene:solamentenf,mientrasque el restode los elementosindicadosestán,al menos,por debajodel límite
de deteccióndel EDX.
En la unidadG2, amboscristalestienenHf y uno de ellos tambiéntieneFe. Enla unidadG3, el cristal analizadocontieneHf y Fe. Por último, los cristalesanalizados
158
¡4
4. QUIMÍCA MINERAL
de la unidadG4 y de los afloramientosde La Fuentedel Espinarson los quepresentan
las mayoresvariacionescomposicionales,dadoque, por un lado, todos contienenU,
y por otro, las concentracionesde Rl’, Fe, Ca y Al sonvariables.
Tabla4.10COMPOSICIÓN QUÍMICA DE Los CRISTALES SIMPLES DE CIRCáN
Óxidos 0> 02 03 04 07
SiO, 27.8 27 7 27 8 27.7 27.5 22.7 27.9 24.6
Zr02 70,6 70 1 699 69.4 70.4 68,4 68.3 66.2
U02 . - 1.52 1.59 3.3 3
~ 1.44 J 78 1 45 1.61 - 1.97 -
CaO 032 097 0.9
AI,O, - 195 3.5
Fe,O, - 063 06 23 1.6
- En el núcleodel cristal zonadoseobservaque: i) el contenidoen Caes detectable,u) los contenidosen Hf, Fe, Zr y Ca aumentanligeramentedesdeel centro (5) hacialos bordes (4 y 6), lii) el contenidoen SiO2 disminuyeen el mismo sentidoy iv) los
contenidosen U y TR no son detectablespor EDX.
- En el núcleodel cristal zonadoseobservaque: i) el contenidoen Ca esdetectable,u) los contenidosenHf, Fe, Zr y Caaumentanligeramentedesdeel centro(5) hacia
los bordes(4 y 6), iii) el contenidoen 5i02 disminuyeen el mismo sentidoy iv) los
contenidosen U y TR no sondetectablespor EDX.
- En las capasdel mismo cristal seobservaque, en la másinternay cercanael núcleo
(3), los contenidosenUf y Fe sonmásbajosy el del Cano esdetectable,mientrasque,en las más periféricas (2 y 1), el Hf, Ca y el Fe aumentan sucesivamente,disminuyendo,a su vez, la SiO2. Además, los análisis de los puntos 7, 8 y 9, no
reflejados en la tabla, presentanla mismatendenciaque los de las capas 1, 2 y 3,
159
4. QUÍMICA MINE/tAL
indicandounasimetríaperfectaen la zonacióndel cristal decncon.
Tabla 4.11COMPOSICIÓN QUIMICA DEL NÚCLEO Y DE LAS CAPAS PERIFÉRICAS DE UN CRISTAL ZONADO DE CIRCÓN
Óxidos 6 5 4 espa3 cap.2 capa1
510, fl.34 26.44 22.31 27.04 24.81 24
ZrO, 72.13 70.91 71.5 70.24 70.88 70.56
2.04 1.36 2.49 1.7 1.86 2
CaO ¡.09 0.33 0.99 - 0.74 0.76
Fe,O, 2.07 0.88 2.27 0.86 1 .52 2.09
De acuerdoconestosdatos, la evoluciónquímicadel circón, en relacióncon ladiferenciaciónmagmática,podríaser la siguiente:en las etapasprecocesempezaríaacristalizarcircón con Hf; posteriormente,cristalizaríacircón con Hf y Fe, al que le
seguiríaotro conHf, Fe y Ca. En las últimas fases,el circón cristalizaríaconUf, Fe,Cay U, parafinalizar cristalizandoconU y cantidadesmínimasde Ca. Estaevolución
químicadel circón no tiene porqué conllevarla existenciade diferentesgeneracionesde estemineral. Porúltimo, dadoquelas TR y el Y estánsiemprepor debajodel límite
de deteccióndel EDX, se puededecir queel circón no es un mineral relevanteen elfraccionamientode estos elementos.Igualmente, la influencia que pueda tenereste
mineralen el fraccionamientodel U no pareceser importante.No ocurre lo mismoconel Uf, parael cual el circón juegaun papel importanteen su fraccionamiento.
Comportamientogeoquímico
SegúnWatson(1979) y Watsony Harrison (1983),en magmasperalumíicos
similares a los que generaronel complejo de Payo, la solubilidad del circón es muybaja. En efecto,el hechode queen la unidadmenosdiferenciada01 existan núcleosrestfticos de circón sugiereque la fusión de estemineralcesópor sobresaturacióndelmagma resultante.Por otro lado, el que el circón esté incluido en casi todos los
160
4.QUÍMICA MÍA/ERAL
minerales esencialesy en algunos accesorios, así como localizado en espacios
intergmnulares, supone que este mineral empezaríaa segregarseen las fasestempranas,continuandohastalas mástardías.
Del estudio realizadosobre los circonesde estecomplejo graníticose puedensacarlas siguientesconclusiones:
- Existen dosgeneracionesde circón: el restíticoy el magmático.
Durantela diferenciaciónmagmática,la critalizacióndel circón seproduceenetapasmuy tempranas,prolongándosehastalas mástardías.
Los contenidosen fil’, Fe y Caaumentan,en general,a medidaqueavanzala
evolucióndel magma,descendiendoposteriormenteen las etapasmás tardías.Esto es
probablementedebidoal empobrecimientodel magmaen estoselementosen las etapasfinales.
Granpartedel Uf de la roca estáincorporadoen la estructuradel circón, porlo que este mineral sería el que controlaría principalmenteel comportamiento
geoquimico de este elemento.Por el contrario, su control sobre las IR e Y sería
mínimay algo superiorsobreel U, particularmenteenla unidadG4y los afloramientos
de G7B.
4.2.1.5 Allanita
Es un miembrodel grupode las epidotasy su fórmula generales A2M3Si3O>3H,
en la que A representalos cationesdealta coordinacióncomoel Ca, Sr, las TRL etc.y M representaelementoscomo el Al, Fe
3~, Mn, Fe2~, Mg etc. de coordinación
octaédrica(Dollase, 1971). Su conexiónconlas epidotaspuedeexpresarsemediantela
sustituciónacopladade: TRLL + Fe2~ ~ Ca2~ + Fe3~ (Deeret al. 1962, Dollase1971,Exley 1980).
Este silicato ha sido identificado como mineral ortomagmáticoen la unidadmenosdiferenciada(01) (LAM. 3.3 e), y comomineral secundarioen casi todaslasunidadesde estecomplejo (LAM. 3.3 D, 4.1 B, C, y D). La allanita ortomagináticaes subidiomorfa,zonaday apareceincluida en el feldespatopotásico,mientrasque la
161
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
segundaesxenomorfay procedentede la alteraciónde la monacita.
Composiciónquímica
De la allanitamagmáticasólo se disponede un análisis químico (Tabla4.12),el cual seutilizaráparacompararcon la composiciónquímicade la allanita secundaria(Tabla 4.13). De acuerdocon estos datos, la única diferenciacomposicionalentre
ambasesquela allanita secundariaes ligeramentemásrica en Fe y máspobreen A1203que la magmática.
Tabla4.12.COMPOSICIÓNQUÍMICA DE LA ALLANfrA MAGMÁTICA
Óxidos re
5102 33.9
Mp, 22.5
Fe2O, 10.4
CaO ¡5.9
Ce,O, 3.6
La,O, 3.7
Nd,o, 4.2
Comportamientogeoquímico
La allanita magmática es característicade los granitos metalumíicos con
contenidosen CaO >1% (Cuneyet al. 1979; Pagel, 1981; 1982; Cuneyy Friedrich,1987). Según estos autores, este mineral aparece asociadoa esfena, uranotorita,
uraninita muy rica en ib, sulfuros y magnetita,ademásde circón y apatitoqueestán
como accesoriostanto en los granitosmetalumínicoscomoen los peralumínicos.En los
granitosaquíestudiados,salvo los sulfuros, la uraninita (en este casopobre en ib) y
los dosaccesorioscomunesaambostiposde granitos, el restode los mineralescitados
están ausentes,por lo que dicha asociaciónno se correspondecon la típica de los
162
4. QUÍMICA MIMBRAL
granitosmetalumínicos,ni tampococon la paragénesismixta en la queaparecenlosaccesorioscaracterísticosde ambostipos de granitos (Le y Stussi, 1973 y Cuney,
1978).
Tabla4. 13
COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS ALLANITAS SECUNDARIAS
Óxidos 1 2 3
3
31 99SiO, 31 34 33
AJ,O, 197 21 19.78 20.7
Fe2O, ¡47 12.99 14.5 12.7
CaO 146 19.5 ¡5 15
Ce2O, 10 6 9.98 11
La,O, 47 1.8 3 4.3
Nd,O, 45 2.6 3.8 3.5
Por otra parte, hay que señalarque la allanita se ha encuentrado,junto con la
monacita,en la misma muestra,y que ambossonortomagmáticos.Porello, el límite
entre la cristalizaciónmagmáticade la allanita y la monacita,estimadopor algunos
autores (Lee y Dodge, 1964; Lisitsina et al., 1965) en aproximadamenteel 1% de
CaO, parececumplirseen la unidadGí. En este sentido,Cuney y Friedrich (1987)
ponen de manifiestoque en el sistemaCa-Th-REE-U, saturadoen SiC)2 y 1>205, al
aumentarla actividaddel CaO, la asociaciónmonacita+ torita esreemplazadapor lade monacita+ torita + ajianita y, posteriormente,por torita + aiiarnta.
La allanitasecundaria,como ya seha dicho, esproductode la alteraciónde lamonacitay siemprecon formas irregulares.Sueleestarincluida en la clorita, menosfrecuentementeen la biotita, o rellenanadolas microfisurasde la albita, moscovitay elfeldespatopotásico. Cuando se presentaincluida en la biotita, esta última estáligeramentecloritizada, y la allanita apareceocasionalmenterelacionadadirectamente
con la monacita.En este casoen concreto,estehecho sugierela escasamovilidad delas TEL. En baseaestarelacióntextural.se puedepensarque los cristalesde allanita
163
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
incluidos en la clorita seformaroncomoconsequenciade la cloritizaciónde la biotita
y la alteración de la monacita incluida en ella. Cuando la allanita se encuentra
rellenandomicrofisuras,éstaaparecesiempreasociadaafluorita, lo que sugierequeel
F pudo ser, por un lado, el responsablede la alteraciónde la monacitay, porotro, el
responsabledel transporte de las TRL, probablementeen forma de complejosfluorurados.Así, al precipitarsela fluorita, descendióla actividaddel F en el sistema
y, por consiguiente,seprecipitaronlas TEL en forma de alilanita.
La precipitaciónde la allanitasecundaria“in situ’, y en relación directacon su
minera] precursor, o relativamentealejadade dicho ámbito, podría indicar que el
sistemafué heterogéneo,y enel que segeneraronmicrodominiosquímicos.En estos,
dependiendodelequilibrio fluido/roca,seformaríaono la allanitasecundaria“in situ”.
4.2.1.6Andalucita
Es un polimorfo de AI2SiO5 que puede ser composicionalinentepuro. Noobstante, puede presentar concentracionesde Fe
3+ y Mn2~, como iones más
importantes,aunqueno únicos.
La andalucitaha sido identificadaen todaslas unidadesdeestecomplejo, salvo
en la unidad61. Su abundanciadisminuyecon la diferenciación,de maneraque, en
algunasmuestrasde la unidad 02, estemineralconstituyeaproximadamenteel 0.5%
de la roca, mientras que en las muestras de la unidad 64 es muy escasa,
contabilizándosealgúnque otro cristal por lámina delgada.
Composiciónquímica
La composición químicade las andalucitasanalizadasen la unidad 62 estárecogidaen la Tabla 4.14. Dadoque todos los análisispertenecena la misma unidad
granítica, no se puedenestablecercomparacionesni comentariossobresu evolución.
No obstante,como sepuedever, las únicasimpurezaspresentesen todos los cristales
son el F y el Fe2O3. Además,segúnClarke et al.(1976), el óxido de Fe puedeser
fundamentalparadiferenciarlas andalucitasdeorigenmagmáticode las originadaspor
metamorfismode contacto.
164
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
La cristalizaciónmagmáticade estemineral pareceserclara si se tienen en
cuentalos criterios siguientes:
(a) La ausenciadeandalucitaen la unidad O], consideradacomola más tempranadelprimercomplejo, sugierequeestemineralno eraestableen las condicionesdel magma
enesaetapa,o que su composiciónno era lo suficientementeperalumínicacomopara
que cristalizanandalucita.
(b) El carácteridiomorfo a subidiomorfodelos cristalesdeandalucitasugiereun origen
magmático, ya que si fueran xenocristales o fases restíticas tendrían hábitos
xenomorfos.Además,ni los enclavesdecomeanasencontradosen lazonadecontacto,
ni los supermicáceosdemayorprofundidadcondenencristalesdeandalucitaidiomorfos
o con tamañossemejantesa los cristalesobservadosen las unidadesG2 y 63.
Tabla4.14COMPOSICIÓN QUIMICA DE LA ANDALUCITA DE LA UNIDAD 02
Óxidos 1 2~‘ ‘~ ~
Na,O 0.03 0.01 0.02 - 0.09
Fe,O, 0.35 0.22 0.29 0.24 0.37
5102 37.05 36.96 37.08 37.11 37
60.63 60.19 60.69 60.91 60.94
N¡O 0.03 0.02 0.0l
F 0.53 0.3 0.1 0.24 0.1
(c) La abundanciadeandalucitano guardao xenolitos,por lo quepodríadescartarse
relaciónalgunacon la presenciade enclavessu procedenciarestíticao porasimilación.
(d) Su posición paragenética,incluyendo a la biotita, al circón, al apatito y a la
ilmenita, y nuncaa los feldespatosni al cuarzo,podríaindicarque su cristalizaciónes
generalmenteanteriora las fasesleucocnfticasdel granito.
(e) Debido a la bajapresión y temperaturadel campode estabilidadde la andalucita,
165
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
difícilmenteeste mineral podríaresistir fusionesparcialescon tasasde fusión altas ointermedias,mayoresde las condicionesde deshidrataciónde la moscovita.
(f) SegúnClarkeetal. (1976),la andalucitaortomagmáticasuelepresentarun contenido
en Fe2O3 c 0.45%comolas analizadasenestetrabajo,mientrasquelas originadaspor
metamorfismode contactosuelensermás ricas en este óxido.
De acuerdocontodo lo dicho, y teniendoen cuentaque la anadalucitaha sido
consideradacomo mineral ortomagmáticoen granitosperalumínciossimilaresa estos(Scbemerhom,1956; Corretgé, 1971; Haslam, 1971; Clarke et al., 1976; Kerrick y
Speer,1988; Zen, 1988; FernándezCatuxoet aL, 1994 y 1995),sepodríadecirque
la andalucitaencontradaen las diferentesunidadesde estecomplejoesortomagmática.Además,apartirde la Fig. 17 del subapartadodedicadoala moscovita(4.1.2), sepuedededucirque las condicionesde equilibrio entre la andalucitay el fundido magmático
puedenoscilarentre2.8 - 0.5 Kb y 580-7300C.
4.2.1.7Óxidos de Fe o de Fe y 77
En las rocasgraníticas,los mineralesopacos,concretamentela magnetitay la
ilnienita, han sido utilizados como indicadoresde las condicionesredox en las que
cristalizansusmagmasgeneradores(Czamanskey Mil¡alik, 1972; Czananskey Wones,1973; Czamanskeet al., 1977; Mason,1978; Czamanskeet al., 1981; Wones, 1981;Wones, 1989). Así, las rocas graníticasgeneradasen condicionesde baja fo
2 suelencontenerilnienita, mientrasque las generadasen condicionesde alta fo2 presentan
magnetita.La frecuenciaconqueuno u otro mineralapareceen las rocasgraníticashapermitido clasificarlasen dos series: la de la ilinenita y la de la magnetita(Ishihara,1977; Whaleny Chappell,1988). De las distintasasociacionesgraníticas,la alumino-
potásicaes la que contiene, con mayor frecuencia, solamenteilmenita, siendoesteúltimo el óxido presenteen las rocasaquíestudiadas.
La ilmenita
Es un titanato deF¿~ de fórmula (Fe TiC)4), en cuya estructurala sustituciónmás importantees la del Mn
2~ por el Fe2~
166
4. QUÍMICA MiMBRAL
Composiciónquímica
Los análisis químicos semicuantitativosrealizados(Tabla 4.15) muestranqueestemineralcontiene,ademásde Fe y Ti, cantidadesvariablesde Mn. La composiciónquímicade la ilmenitavaríapocodesdelas unidadesmenosa lasmásdiferenciadas,de
maneraque, en dicho sentidoy en general,solamenteaumentael contenidoen Mn y
disminuye el del Fe. Además, las ilmenitas más ricas en Mn contienencantidadesdetectablesde Zn.
Tabla 4.15.COMPOSICION QUIMICA SEMICUANTITATIVA DE LA ILMENrTA
Oxido 01 02 03 04 07
TIO, 48.58 48.22 5035 5477 48.78 49.67 49.72
Fe,O, 48.75 48.27 4577 3239 47.11 43 45.55
MitO 2.39 3.25 387 8 2.4 5.7 4
SIO, 0.26 0.25 0 57 0.5 0.35
ZitO . - 3 - 1.2 0.46
Comportamientogeoquímica
La ilinenita, ademásde disminuir hacia las unidadesmás evolucionadasyparticipar de forma importanteen el fraccionamientodel Ti en el mismo sentido,losanálisisquímicosrealizadosmuestranquedicho mineral espreponderantetambiénenel fraccionamientodel Mn.
En la etapapostmagmática,la ilmenitasealteraaóxidos deTi, queselocalizan
generalmenteen las zonas de bordede los cristalesoriginales, a vecesen forma decoronas(LAM. 3.7 E y 4.4 A). En estatransformación,se liberaFe y Mn.
En resumen,sepuededecir que la cristalizaciónde la ilinenita se inicia en lasetapastempranas,prolongándosehasta las más tardíasde la evolución magmática.
Además, la cantidadde estemineraldisminuyehacialas unidadesmás evolucionadas,siendomuy escasaen estasúltimas.Paralelamente,estemineralcontrola, en parte,el
167
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
siendomuy escasaen estasúltimas.Paralelamente,estemineralcontrola,en parte,elcomportamientodel Mn en el magma, y su contenidoen Fe2~ disminuye con la
evolución,al sersustituidopor el Mn.
4.2.1.8Uraninita
Es el mineral más común de U” y su fórmula teóricaes U(S)2. Sin embargo,
dadala altaafinidaddel U porel oxígeno,dicho mineralmuestraun gradode oxidación
más alto, por lo que su composiciónpuedeser U02+, siendoel valor de x variableentre0.07 a 0.25, por lo tanto su fórmula generales UO2~225.
Dado ademásque las muestrasestudiadasprocedende la superficiey que lasrocas en generalestánalteradashidrotermalinente,ha sido bastantedifícil encontrar
cristalesinalteradosde estemineral. No obstante,en unamuestrapoco alteradade la
unidadG2 y seleccionadaparaesteobjetivo, se identificó un cristal de esteaccesorio(LAM. 7.1 A). Dicho mineralestáincluidoen biotita, junto con circón y monacita,loque induce a pensarque la uraninita es de cristalización precoz. Si los cristales
inalteradosde uraninitasonraros, loscristalesparcialo totalmentedisueltos(boxworks)sonbastantefrecuentesen todaslas unidadesde estecomplejo,aumentandosu presenciahacia las unidadesmás evolucionadas.Además,en estasúltimas, dichos huecos de
disolución suelenencontrarsefundamentalmenteen los mineralesleucocráticosde laroca(cuarzoy feldespatos).
Composiciónquímica
Puestoquesetratade un sólocristal, seharealizadosolamenteun análisis,cuyo
resultadoes: U(S)2 = 96.32% y PbO = 3.67%.También se ha realizadoun análisisenun cristalalteradocuyacomposiciónquímicaesSiC)2 9.29%,403 = 10.54%, P205— 46.79%, CaO = 2.3% y U02 = 30.39%.
Comportamientogeoquímico
Aunquetantoel U comolos mineralesde esteelementovana sertratadosenuncapítuloposterior,convieneapuntaraquíque la presenciade uraninita incluida en labiotita y los “boxworks” de este mineral, principalmenteen la fracción cuarzo
168
4. QUÍMiCA MIMBRAL
feldespáticade la roca,sugieren,porun lado, queel fraccionamientode la uraninitaesprecozy, por otro, que dicho fraccionamientoseprolongóhastalas etapasfinales dela cristalización magmática.Además, la mayor abundanciade “boxworks’t en los
feldespatosy el cuarzo,podría ser también indicativo del aumentodel U hacia las
etapasfinales de la cristalización.
4.2.2 Mineralesaccesoriosdel complejode Peilaparda
Los mineralesaccesoriosidentificadosen el complejo de Peñapardason: elapatito, la monacita,el circón, la xenotima, la uraninita,la andalucitay la ilmenita. En
este caso tambiénserántratadossolamenteaquellos de los que sedisponede datos
analíticos.
4.2.2.1Monacita
Composiciónquímica
En las monacitasde estecomplejosehan distinguidodosgeneracionessegúnsu
morfología,relacionestexturalesy composiciónquímica. La primeraesortomagmáticay con formas idiomorfasa subidiomorfas,y la segundaes xenomorfay de formación
secundaria(*). La composición química de ambas, obtenida mediante análisis
semicuantitativos(Tabla4.16) muestraque: (a) las monacitassecundariascontienenU,(b) son más ricas en CaO y más pobresen TRIL y ib que las primarias, y (c) lacomposiciónde las monacitasprimarias es similar a la de las monacitasdel primer
complejo.
Comportamientogeoquímico
De acuerdoconlas formasde encontrarsela monacitaen las unidadesde este
complejo,el comportamientode estemineral sehadividido en dosfases:la magmáticay la postmagmática.
Durantela etapamagmática,el comportamientode la monacitaparececontrarioal observadoen las unidadesdel primer complejo. Así, aunqueocasionalmentese
169
4. QUÍMICA MIMBRAL
encuentraincluida en la biotita (LAM. 3.16 D y 3.19 fl, la inmensamayoríade los
cristalesidentificadosestánincluidosen las fasesleucocráticas.En consecuencia,dichofosfato no parece,en su mayorparte, de cristalizaciónprecoz.
Tabla4.16.COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS MoNACrrAS DEL SEGUNDO COMPLEJO
Oxidos 05 05 05 () 05 (9 06
P,o, 34.6 38.36 34.3 40.3 34.6
CaO 1.3 1.2 6.3 6.4 1.7
29.6 27.9 25.5 22.9 4.9
L.a,O, 13.3 12.2 13.2 11.4 13.3
Nd,O, 12.5 11.9 9.5 8.7 12.7
mo, 8.5 6.5 4.2 3.1 81
SiO, - 0.5 1.4 0.8
40, - 0.6 1.2 1.4
UO, - - 3.6 4.4
Durante la etapapostmagmática,el comportamientode la monacitadifiere
también del observadoen el complejo anterior. Así, en el segundocomplejo, laalteraciónde la monacitano dió lugar ni a apatito ni a allanita, sino a compuestoscomplejosde ib y/o TEL, denominadosaluminofosfatosdeTEL, fosfosilicatosde ib,ferrosilicatosde TEL, fosfatos de Th y TEL y fosfoaluminosilicatosde Th y TRIL
(LAM. 3.20 C, 4.4 B y C), cuyas composicionesquímicassemicuantitativasestán
recogidasen la Tabla 4.17.
Dado que este fenómenoes anormalen granitosperalinínicoscomo los aquí
estudiados,la explicaciónqueen principio puededarse,es considerandoque: el altocontenidoen elementosalcalinos, la baja actividadde Ca y el contenidotambiénaltoen elementoscomo F, E y P de estemagmagranítico, podríanhaberaumentadola
solubilidadde la monacita,alcanzándosesu saturaciónen la fasemástardíade la
170
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
LAMINA 4.4
A) Imagende electronesretrodispersadosde biotita (fiat), que incluye ilmenita (Hm) alteradaa
óxidosde Ti (TiOO. Destacatambiénla xenotima(1) parcialmenteenglobadapor la ilmenita.
B) Imagende electronesretrodispersadosde fosfatoscomplejosde lb (1), situadosen el espacio
entreun cristal de feldesptopotásico(2) y otro de moscovita(3).
C) Imagen de electronesretrodispersadosde feldespatopotásico (KFd) y moscovita(Mus),esta
últimaproductode laalteracióndel primero,einducidapor la actividaddeun cristaldeuraninita
del cual sólo se observasu “boxwork’. Los fosfatascomplejosde lb (1) que se encuentran
dentro de dicho ‘boxwork” representanprobablementeel Tb de la uraninita, no movilizado
duranteel procesode alteración,por disoluciónde dicho mineralde U.
D) Imagende electronesretrodispersadosde moscovita(Mus) productode la alteracióndebiotita.
Destacalapresenciademonacita(1) y apatito (Ap), probablementereprecipitados,juntocon Jos
óxidosde Ti (‘riO2) no incorporadosen la estructurade la moscovita.
171
4. QUIMICA MINERAL
cristalización.
Es de destacarque, en el complejo de Peñaparda,la monacitano sólo se ha
alterado a productoscomplejoscomo los citadosanteriormente,sino que ademásse
encuentra,con frecuencia,recristalizada(LAM. 4.4 D, 4.5 A), la cual esmuy rica en
Ca y pobreen TRL y Th (Tabla4.16). Además,comoseha indicado, a diferenciade
COMPOSICIÓNTabla4.17
QUÍMICA DE LOS PRODUCTOSDE ALTERACIÓN DE LA MONACITA
Óxidos A E C O E
31.87 20.46 - 27 23
CaO 2.49 2.96 - 4.9 2.8
Ce2O, 12.4 - 26.46 4 -
La2O3 7.6 - 1.47 2 3.6
NctO, 3 - 4 2,86 3.6
ThO, - 39.6 - 35 21
810, - 20.4 24.2 5.8 17
Fe,0, - 0.89 27.3 8.4 2.8
SO 3.5 0.6 1.1 -
MgO - - - 1.5 -
AI,03 35.5 10.37 7.98 - 22.3
SrO 3.68 - -
1(20 - 5 4.85 -
CíO, 3 -
la monacitamagmática,la secundariacontieneconcentracionesapreciablesde U. Esto
podríaserindicativo de la riquezaen Ca y U de los fluidos, y qtíe tanto la alteración
de la uraninitacomo la del apatitoy la plagioclasa,pudieron ser, en parte,anteriores
o contemporáneascon la recristalizaciónde la monacita.Una posiblerecristalización
de la monacitaen laetapahidrotermalha sidotambiénindicadaporCathelineau(1987),
172
4. QUíMICA MÍA/ERAL
en el SE del Macizo Central Francés.
A diferenciadel complejode Payo, en el de Peñaparda,los restosde monacitay los productosde su alteraciónse encuentran,en muy rarasocasionesjuntos,por lo
que se puedepensaren una mayor movilidad de las TRL y del Th. En este caso,tampocose ha encontradola fluorita, mineral secundariogeneralmenteasociadoa los
productosde la alteraciónde la monacitaen el primer complejo.
De acuerdocon los datos de observación,los químicos, y aplicandocriteriossemejantesa los utilizadosen el primer complejo, se puededecir que: i) la monacita
de este complejo se ha formado tanto en la etapa magmáticacorno en la etapa
postmagmática,u) la monacitamagmáticaes de cristalizaciónmás tardía que la del
primer complejo y iii) los productosde su alteración son distintos tambiéna losobservadosen el primer complejo, lo que puede ser debido a diferencias en lascondicionesfisico-quimicasde los procesosde alteración.
4.2.2.2Xe,wtima
Composiciónquímica
Aunque la xenotimaes muy escasa,se han analizadodos cristales(Tabla4.18).
Al compararestosdatosconlos correspondientesa las xenotimasdel primercomplejo,seobservaque no existendiferenciasdestacables.Además,al igual que las xenotimas
del afloramientodeLa Fuentedel Espinar,éstascontienenconcentracionesdetectables
de A1203.
Comportamientogeoquímico
Al igual que ¡a monacita, la xenotima de este complejo apareceincluida
principalmenteen los mineralesesencialesde cristalizacióntardíacomoson la albita yel cuarzo,presentándosecon mayorfrecuenciaen el primero.
Esto induce a pensarque, aunquecomposicionalmentela xenotñnaes muysimilar ala del primercomplejo, el comportamientode estefosfatoes distinto. Porotrolado, se encuentra ocasionalmentealterada, observándoserestos de xenotima
174
4. QUíMICA MÍA/ERAL
distribuidosen el interior de los cristalesde albita (LAM. 3.16 E).
Tabla4.18COMPOSICIÓN QU MICA DE LA XENOTIMA DEL SEGUNDO COMPLEJO
óxidos 05
A120, 1.086 ¡.26
P,O, 33.48 34.18
Cao 0.70 -
UO~ 2.35 4.15
Y,O, 53.01 52.4
GdO, 1.94 1.56
Dy~O, 4.32 3.96
Er2O, 2.49 2.29
4.2.2.3Apatito
Composiciónquímica
La composiciónquímicade dos cristalesde apatito procedentesde las dos
unidadesdel segundocomplejo(Tabla 4.19),muestraque, en general,estemineral es
muy similar a los apatitos de las unidades del primer complejo. Además, el
correspondientea la unidad 05 es semejantea los apatitos precocesde 01 y 02,
mientrasque el de 06 esparecidoa los de las unidadesmás diferenciadasdel primer
complejo,03 y 04.
Comportamientogeoquímico
Al igual que la monacitay laxenotima,el apatitoseencuentramayoritariamente
incluido en la albita, el cuarzo y la moscovita,por lo que se puededecir que su
cristalización fue principalmente tardía. En este complejo, durante la etapa
175
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
postmagmática,se fornió tambiénapatito secundario,probablementeproductode la
removilizacióndel apatito magmático,y también similar al apatito secundariode las
unidadesdel primer complejo.Además,al igual queaquél,seencuentrarellenandolas
microfisuras de los feldespatosalcalinos y, ocasionalmente,las de la moscovita.
Frecuentemente,se encuentratambiénasociadocon la monacitarecristalizada(LAM.
4.4 D y 4.5 A).
Tabla4.19COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LOS APATITOS DEL SEGUNDO COMPLEJO
Oxidos 05 06
P,O, 48 47.4
CaO 51.9 50.6
F40, — 1.1
MnO 0.8
4.2.2.4Circón
Composiciónquímica
En este complejo no se han analizadocirconeszonados,pero sí un número
suficiente de cristales individuales. De la composiciónquímica de dichos circones
(Tabla 4.20)sepuededecirque: (a) los circonesde las unidadesdeestecomplejoson
semejantesentresí, (b) difieren de los circonesdel primer complejo en que son más
ricosen SiO2 y máspobresen ZrO2. Además,la presenciadeU en todos los circones
analizadosde estecomplejo,podríaserunadiferenciamása teneren cuenta.Al igual
que los circonesdel primer complejo, los contenidosenTR e Y estánpor debajodel
limite de deteccióndel EDX.
Comportamientogeoquímico
Como los otros mineralesaccesoriosde estecomplejo, el comportamientode
esteaccesoriopareceserdiferenteal observadoen el primercomplejo.Así, en este
176
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
caso,el circón tiendea concentrarsecomo inclusión en los mineralesmagmáticosmás
tardíos, como son los que forman la fracción leucocráticade la roca. Esto inducea
pensarque la solubilidad del circón en el magmaque dió lugar a estecomplejopudo
sermásalta que en el magmadel primer complejo.Además, en estecaso,el circón
parecetenerun papel máspreponderanteen el fraccionamientodel U.
Tabla4.20COMPOSICIÓN QUÍMICA DEL CIRCÓN DE LAS UNIDADES DEL SEGUNDO COMPLEJO
Óxldo 05 06
F,O, 2.5 38 24 03
510, 27 24 327 273 25 278 347
CaO 12 -
za, 645 67.8 585 693 686 686 614
uo, 19 43 84 1.6 4 13 37
2 - - 13 - 2 -
En resumen,durantela evoluciónmagmáticade estecomplejo,la cristalización
del circónpareceintensificarseen las etapasmástardías.Ademásde sucomportamiento
distinto,difiere composicionalmentedel circón del primercomplejoen lo siguiente:(a)
todoslos circonesanalizadospresentancantidadesdetectablesdeU, y (b) sonmásricos
en SiO2 y máspobresen ZrO2.
4.2.2.4ilmenita
Composiciónquímica
La composiciónquímicasemicuantitativade la ilmenita (Tabla4.21) ponedemanifiestoque su contenidoen Mn es ligeramenteinferior al de las ilinenitas de las
unidadesdel primercomplejo.Además,la ilmenitade la unidad05 esmásrica en Ti
y Mn y menosen Fe que la de la unidadGÓ.
177
4. QUÍMiCA MÍA/ERAL
Comportamientogeoquímico
Al igual que el restode los mineralesaccesoriosdeestecomplejo,la abundancia
de ilmenitaaumentadesde05 a G6, y seencuentraincluida preferencialinenteen los
mineralesesencialesde cristalizaciónmás tardía, como el cuarzoy la moscovita. No
obstante,el hechodequetambiénestéincluidaen la biotita, sugierequela ilmenitaes
un mineral quecristalizóa lo largo de todala fasemagmáticay con mayor intensidad
que el restode los mineralesaccesorios.
Tabla4.21COMPOSICIÓN QUIMICA DE LA ILMENITA DEL SEGUNDO COMPLEJO.
oxido os 06
T¡O~ 49.2 49 48.3
Fe,O, 48.1 48.8 49.4
MnO 2.7 2.2 1.6
SiO~ 0.6
4.2.2.5Uraninita
Composiciónquímica
Debidoa la fuertealteraciónsupergénicaquehan sufrido las rocasdel segundo
complejoy dadoque lauraninitaes un mineralmuy susceptiblea la alteración,sólo se
ha podido analizarun cristal de dicho mineral, con tamaño no superior a 3 ~m e
incluido en un circón. La composición química semícuantitativade dicho cristal,
influenciadopor la del mineral patrón es Sic)2 = 24.5%, ZrO2 = 4.5% y U02 =
70.6%. Además, se han observado otros diminutos cristales, probablementede
uraninita, tambiénincluidos en circón.Entreestosúltimos, sólo seha podidoanalizar,
medianteEDX, el de mayor tamaño, cuyacomposiciónquímica es Sic)2 = 33.3%,
ZrO2 = 31.2% y U02 = 35.2%, la cual no correspondea la de la uraninita. Sin
embargo,si se tiene en cuentael tamaño del cristal analizado, la composicióndel
mineralpatróny que ademásla secciónde dicho hazde electronestieneuna superficie
178
4. QUíMICA MÍA/ERAL
mayorquela del propio mineralde uranio, sepuededecirquetanto el cristalanalizado
comolos otros de menortamaño son de uraninita,explicándosela presenciade Sic)2
y ZrO, por la influenciadel mineral patrón.
Comportamientogeoquímico
Sí los cristales inalterados de uraninita son escasos, no lo son tanto los
“boxwork’t de dicho mineral, que suelenencontrarseincluidos en el cuarzo,la albita
y el feldespatopotásico.En consecuencia,se puedededucirque la uraninitacristalizóa lo largode todala fasemagmática.Es decir, su cristalizaciónempezóantesdel circón
y terminóantesdequecristalizarael cuarzo.Además,dependiendode la naturalezadelmineralpatrón, la uraninitaortomagmáticapuedeestaro no alterada.
4.3 COMPARACIÓN ENTRE EL COMPORTAMIENTO GEOQUIMICO Y LA COMPOSIÓN
QUÍMICA DE LOS MINERALES ACCESORIOS DE AMBOS COMPLEJOS
Lasdiferenciasentreel comportamientode los mineralesaccesoriosde los doscomplejosgranfticosse puederesumirde la siguientemanera:
(a) Mientras que en el primer complejo la mayor parte de los mineralesaccesoriosaparecenincluidosen los mineralesesencialesde cristalizaciónprecozcomola biotita, en el segundo,dichos minerales están incluidos principalmenteen los
mineralesesencialesde cristalización más tardía, como los feldespatosalcalinos, la
moscovitay el cuarzo.
(b) En el primercomplejo,el contenidoen mineralesaccesoriosdisminuyeconla diferenciación,mientrasqueen el segundoaumenta.Estadiferenciapuedeserdebida
a la mayor solubilidad de dichos minerales en el magma generadordel segundocomplejo, y causadaporla bajaactividadde Ca y Si y, probablemente,por variacionesen las concentracionesde elementoscomoF, Li, B y P.
(c) La composiciónquímicade los circonesdel segundocomplejodifiere de lade loscirconesdel primercomplejo. Estosúltimos contienenU y sonmásricos en Sic)
2
y máspobresen ZrO,.
179
~2 UÍMÍCA MÍA/ERAL
(d) En la etapapostmagmática,losproductosde la alteracióndela monacitasontambiéndiferentesen amboscomplejos. Así, en el primero, la monacitase alteraa
apatito, allanita, fosfatoscomplejosde Th y Ca y complejosdeTRL, mientrasqueenel segundolos productosde la alteraciónde la monacitason: aluminofbsfatosde TRL,fosfosilicatos de Th, ferrosilicatos de TRIL, fosfatos de T’h y TRL y
fosfoaluminosilicatosde Th y TEL. Además, la monacitaes, en parte, de formaciónsecundaria,en las unidadesdel segundocomplejo.
4.4 RESUMEN Y CONCLUSIONES
La paragénesisde los mineralesaccesorioses similar en amboscomplejos,
exceptuándola allanita identificadaen la unidadG1 del primercomplejo.
La composiciónquímicade los circonesde los dos complejosesdistinta. Los
circonesdel segundocomplejo son muy ricos en U y con mayorescontenidosen Sic)2y másbajo en ZrO2 quelos del primercomplejo.
Los productosde la alteraciónde la monacitason tambiéndiferentes,siendoprincipalmenteapatito, allanita y complejosde Th en el primero y complejosde TRL
en el segundo.
La monacitadel segundocomplejose fornió tantoen la etapamagmáticacomo
en la postmagmátíca.
Durantela evolución magmáticade los dos complejosgraníticosestudiados,
pareceque reinarondiferenciasfisico-quimicassustancialesentreambos.
En el magmaquedió origenal segundocomplejo,parecequela solubilidadde
los mineralesaccesoriosfue más alta que en el primero. Esto se manifiestapor el
aumento,desdeGS a G6, de la concentraciónen estosmineralesy porel hechodeque
suelenestarincluidosen los mineralesesencialesde cristalizacióntardía.
Al igual que se han explicado las diferenciasentre la cristalizaciónde los
mineralesaccesoriosen los doscomplejos,tambiénpuedenexplicarselas diferencias
observadasdurantela alteraciónpostmagmáticade dichosminerales,especialmentela
180
4. QUÍMICA MÍA/ERAL
de la monacita.
Así, se sugiere que la actividad de Ca durantelos procesosde interacción
roca/fluidopudo serel factordiferenciadorentreamboscomplejos.En el primero, la
alteraciónde la monacitaa apatitoo allanita, la presenciade fluorita secundariay el
caráctermás cálcico de las plagioclasasparecenindicar que, duranteel procesodealteración, la actividad de Ca fue alta. Por el contraiio, en el segundo,dichas
condicionesno parecenhabertenidolugar, ya quela monacitasealteróa los complejosarriba indicados,la fluorita no ha sido detectadaen ningunamuestray la plagioclasa
es esencialmentealbita, según los análisis químicos realizados por microsondaelectrónica.
181
Capitulo
ANÁLISIS DISCRIMINANTE
ANÁLiSIS EXPLORATORIO DEDATOS. ESTADÍSTICA
U NIVARIANT E
ESTADÍSTICA DIVARIANTE YRELACIONES
INTERELEMENTALES
GEOQUÍMICA DE LOSELEMENTOS DEL GRUPO DE
LAS TIERRAS RARAS
Elementos mayores
Elementos Traza
Relaciones interelementales en elcomplejo de Payo
Relaciones interelementales en el
complejo de Peñaparda
Relaciones interelementales en los doscomplejos
Complejo de Peñaparda
Contenido y comportamiento geoquímicade las TRen el macizo deCadalso-Casillas de Flores
4
GEOQUÍMICA
5
CARACTERIZACION Complejo de PayoGEOQUÍMICA DEL MACIZO DE
CADALSO-CASILLAS DEFLORES
CONCLUSIONES
5. GEOQUÍMICA
5. GEOQUÍMICA
En este capítulo se resumenlas característicasgeoquimicasde las unidadesgraníticasestudiadas,agrupadasenlos doscomplejospreviamentedefinidos.Mediantemétodosestadísticossehancomprobadoalgunasde lascaracterísticasobservadasen elcampo y mediante microscopia, y se han puestode manifiesto otras que no son
observablesdirectamente.
El capituloseha ordenadode la siguientemanera:
En primer lugar, se explican los resultadosobtenidosa partir del análisis
discriminantesobre las muestrasanalizadas,y se estableceel grado de coherenciageoquímicaque tiene la clasificación petrog’ lea realizada y representadaen la
cartografía.
Posteriormente,medianteel análisisexploratoriode datos,se hanrepresentado
gráficamentelas característicasestadísticasde las variablesgeoquñnicasanalizadasen
cadaunidad.
El tercer apanado se ha dedicado al estudio divariante de las variables
analizadas, representandográficamentelas relacionesentre aquellos pares cuyos
coeficientesde correlaciónson mássignificativos. De esta manera,seha reflejado lavariacióngeoquímicade los elementosa lo largo de la evoluciónmagmática.
Seguidamente,sehan interpretadolos resultadosobtenidosa partir del estudioestadísticomultivariante, medianteanálisis factorial. Los factores obtenidos se haninterpretadoen términosde procesosgeoquimicosy han sido representadossobre la
cartografíade la zona,obteniéndosesu distribuciónespacial.
En el apartadoquinto se exponene interpretan los diagramasgeoquimicos
clásicosempleadosparala caracterizacióngeoquímicade las rocas graníticas,asícomoparadeducirel ambientegeotectónicode su formación.
El últimoapartadoestádedicadoa la geoquímicade los elementosdel grupo de
182
5.GROQUÍMÍCA
las TR.
5.1 ANÁLISIS DISCRIMINANTE
Estemétodoestadísticoes muy útil paracomprobarel gradode coherenciade
cualquierclasificaciónrealizadapor métodosno estadísticos.Particularmentees útilpara constatarel gradode coherenciaexistenteentre las clasificacionespetrográficasygeoquñnicasde las rocas(Armour-Brown y Olsen, 1984).
Los seis tipos de granitosidentificadosen el campo y al microscopio se hanconsideradocomo las variablestipo, contralas que sehancontrastadolos elementosquímicos analizados,exceptoel Ce, F y Li queno fueron determinadosen todas las
muestras.
Los resultadosobtenidos(Tabla5.1) señalanque la clasificaciónpreviamente
realizadade las muestrases correcta, encuadrándosetodasellas en sus respectivosgmpos.Sólounamuestradel grupo 03 sesitúa,en estaclasificación , enel grupo 04.
De esta manera,se hanobtenidocinco funcionesdiscriminantes(Tabla 5.2),comprobándoseque las dos primeras son las de mayor poderdiscriminatorio. En la
función 1, las variablesmás influyentes son Tic)2, P2c)5, CaO, MgO, Mn() y en la
función2 lo son tambiénel Fe2c)3 y el 1(20. El hechode quetodos los elementostrazatengancoeficientecero o próximosa cero es normal ya que la clasificaciónrealizadaen el campo se ha basado en la proporción de minerales esenciales,cuyascomposicionesestánregidaspor los elementosmayoritarios.
La aplicaciónde estasdos funcionesdiscriminantesal conjuntode muestrasha
pennitidodistribuirlasentrelos seis tipos de granitospreestablecidos(Tabla5.1).
Al representarlas muestrasanalizadasen el espaciodeterminadopor las dosfuncionesdiscriminantesprincipales (Fig. 5.1) se observaque: O los dos complejos
graníticosestántotalmenteseparados;II) en general, las unidadesde cadacomplejoestántanibiénseparadasentresí y iii) sólo existe solapamientoentrelas unidades03y G4 del primer complejo, aunquelos centroidesde ambaspoblacionesestán bien
separados.
183
5.GE
OQ
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-Jc0
00
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5. GEOQUÍMICA
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5. GEOQUíMiCA
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Figrn-a 5.1. Representaciénde las muestrasde amboscomplejosen el espaciodetenninadopor las dos
funcionesdiscriminantesprincipales.
5.2 ANÁLISIS EXPLORATORIO DE DATOS. ESTADÍSTICA UNIVARJANTE
Cuando se analiza una población de datos es fundamental conocer sudistribución, la media, el rangoy la desviacióntípica. Sin embargo,estosparámetros
de la estadísticaclásicatienenla desventajade queestánfuertementeinfluenciadosporla presenciadevaloresatípicos.Por ejemplo, la presenciadeun valor extremadamentealto en unapoblaciónde pocosdatos(menosde 30) puedesesgarel valorde su media.Porello, la mediay la desviacióntípica sólo tienen significadocuandola poblaciónesnormaly no tiene valoresatípicos.
A partir del análisis exploratorio de datosde Tukey (1976), algunosautores
dedicadosa la prospeccióngeoquímica(Howarth, 1984; Chork y Salininen, 1993) yotros que trabajanen la geoquímicade rocasendógenas(Zhou, 1987; Rock, 1987 y
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5. GEOQUIMÍCA
1988y Valois, 1991)hanpreferidoutilizarparámetrosestadísticosno influidos por los
valoresatípicos,como la medianay los cuartiles, denominadosrobustoso resistentes.
El análisis exploratoriode datosestábasadoen la medianay los cuartiles, enlugarde la mediay la desviacióntípica. Además,permitedetectarlos valoresatípicosy utiliza pararepresentarestosparámetroslos denominadosgráficosdecajasy bigotes.
Estos diagramas se explican de la siguiente manera: los extremos de la caja
correspondena los valoresdel primery tercercuartil; la líneaquela divide materializala mediana;y losbigotesseextienden,apartir de la cajacentral,hastaaquellospuntos
situadosdentrode 1.5 vecesel rangointercuartifico.Cualquiervalor situadoporencimao por debajode esta distanciase proyectacomo un punto individual y se considera
comoun valor atípico.
Así, la robustez del método, la facilidad con la que se representanlas
poblacionesy la posibilidadde establecerfácilmentecomparacionesentreellas, son lasrazonesquejustificanel empleode la estadísticarobustaparael estudiounivariantede
las variablesquímicasdeterminadasen las unidadesgraníticasaquíestudiadas.
5.2.1 Elementosmayores
En los granitosdel primercomplejoseobserva,engeneral,un aumentode Sic)2
desde01 a04 (Fig. 5.2a).No obstante,hay quedestacardos hechos:el primero es
el salto existenteentrelos valoresde las medianasde las unidades01 y 02, asícomola falta de solapamientoentrelos bigotessuperiore inferior. El segundohechoesquela unidad04presentaunamedianainferiora la de03, aunquelos bigotesde la primera
cajasesolapanampliamentecon los de la segunda.Por lo queserefierea los granitosdel segundocomplejo,el primer hechoa destacares queambos,05 y 06, seseparanclaramentede los granitosdelprimer complejo, y el segundo,es queel valor de la
medianaaumentadesde05 a 06. Además, el contenido en SiO2 de estos últimosgranitoses intermedioentreel de 01 y 02. Si bien todos los hechosresaltadosenambos complejos podrían explicarsepor la existenciade dos series diferentesde
diferenciación,el saltoobservadoentre01 y 02 no pareceexplicarsefácilmente. Noobstante,puedeargumentarseque dicho salto obedeceríaa su grado de evolución,alnúmero limitado de análisis, a la abundanciade enclavesrestfticos y al grado de
contaminación.
Ñ7
5. GEOQUÍMICA
El A12c)3, en general,disminuyedesdeGí a G4, observándoseen el últimogranito la mismaanomalíaqueparael Sic)2 (Fig. 5.2b). La dispersiónde los valores
altosen Ql sepuedeexplicar, igualmente,por la abundanciade materialrestíticoy decontaminaciónexistente en esta unidad. Como en el diagramadel Sic)2, el Al203
tambiénseparalos dos complejos,observándoseque la unidadG5 del segundoes lamásalumínicade todasy la quepresentamayordispersiónde valores.
Con respecto al Fe, se observaque el Fe2c)3 (Fig. 5.2c) presentamenorvariabilidadqueel Feo (Fig. 5.2d), y que, en términosgenerales,el segundocomplejo
tiene mayorgradode oxidaciónqueel primero. Es de destacarqueel FeO disminuyeprogresivamentecon la evolución de amboscomplejos,y que el Fe2C>3 muestraunatendenciacrecienteapartir de G3. Estefenómenopuedeinterpretarseconsiderandoque
tantoestasdosúltimasunidadesdel primercomplejo,comolas del segundo,hanestadosometidasaprocesosmásoxidantes,de cualquerorigen,quelas dosprimerasunidades,
G1yG2.
El Mn() seha excluidode la explicaciónya quesusvaloresanalíticossonmuyvariablesy no clarifican nadasobre la químicade estosgranitos.
El Mgc) separatambiénlos dos complejosestudiados(Fig. 5.2e),observándose
encadauno de ellos, unadisminucióndel contenidodesdelas unidadesmenosa lasmásevolucionadas,siendola unidad G6 la quepresentamayordispersiónde valores.
Al igual quelos óxidosanteriores,el Cac) (Fig. 5.21) separaclaramentelos doscomplejosgraníticosy, a diferenciadel MgO, los valoresmásbajosde G1 se solapan
con los de G2. En el segundocomplejo, las unidadesson muy pobres en CaO y sutendenciaescontrariaa la quecabríaesperar.Estapobrezaen CaOpuedeexplicarseconsiderandoque la plagioclasade estas unidades es albftica y que suele estar
intensamentesericitizada,sobre todo en la unidad GS.
El Tic)2 muestrauna disminución graduala lo largo de la evolución de los
complejos,separándolosclaramente(Fig. 5.3a).El saltoexistenteentrelas unidadesQly G2, asícomo la fuerte dispersiónde valoresobservadaen la primera, hacenpensar,
comoya seexplicó al tratar el A1203 y el Fe2c)3,en heterogeneidadesen la distribucióndel materialrestítico o de contaminación.
188
5. GEOQUÍMICA
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191
5.GEOQUÍMICA
El P95es poco discriminantede los dos complejos,ya que en ambosaumenta
generalmentehacialas unidadesmásdiferenciadas(Fig. 5.3b). La única excepciónseobservaentrelas unidades(31 y (32, entrelas cualesla tendenciaescontraria.Además,la alta dispersiónde los valores puedeestar relacionadacon la movilidad de este
elemento,cuyo comportamientoanómaloserádiscutido másadelante,en el apartado
5.3.1.
En cuantoa los elementosalcalinos,puededecirsequeambosóxidos,Na4) yI<~C), separanlos dos complejosestudiados,y sus respectivosgráficos (Fig.5. 3c y d)
muestran: 1) un ligero descensodel K20 de G3 a G4 y de (35 a (36, u) uncomportamientodel Na2O contrarioal anterior y iii) una alta dispersiónde valores,
sobretodo en el segundocomplejo.Este comportamientoantagónicode los álcalis enlas dos últimas unidades del primer complejo y en las dos del segundopuede
interpretarseteniendoen cuentaquese trata de unidadesmuy evolucionadas,ricas enP y, probablemente,en F y B. Según London et al., (1993), La presencia de
concentracionessignificativasde estoselementosen un sistemagranítico,hacequeéste
evolucionehaciamássódicoy menospotásico.Porotraparte, la altadispersiónde los
valorespuedeser debidaa la gran movilidad de estoselementos,ya que, en amboscomplejos, los procesos de albitización, sericitización y moscovitizaciónde losfeldespatossemanifiestanintesamenteen las unidadesmás evolucionadas.
En el primer complejo, la concentraciónde F decrecehacialas unidadesmás
diferenciadas(Fig. 5.3e),observándoseun ligero cambioen dichatrayectoriaal pasarde la unidad (33 a la (34. Sin embargo,en el segundocomplejo, la trayectoriaes la
contraria,por lo queesteelementoestambiénútil parala discriminaciónentreambos.Además,el saltoexistenteentreel contenidoenF de la unidadGS y (36 permiteincluiral F entrelos elementosmásdiscriminantesde estasdos últimas unidades.
5.2.2 Elementostraza
Los elementosCe, La e Y (Fig. 5.4a, b y c) presentanuna trayectoria
descendenteen el primercomplejoy ascendenteen el segundo.El comportamientodeestos elementosen el primer complejo puede explicarsepor el fraccionamiento,enocasionesmuyprecoz,delos mineralesaccesoriosportadoresdedichoselementos.Así,
tanto el Ce comoel La son fraccionadosen la monacita,mientrasqueel Y lo haceen
192
S.GEOQIJÍMÍCA
la xenotima.Además,esde destacarla ampliadispersiónde valoresdel Ceenla unidad
(33, correspondiendoquizás a una mayor alteraciónde la monacita.En el segundocomplejo, aunqueno existe relaciónespacialentrelas dos unidades,el aumentodel
contenido en estos elementosdesde (35 a 06 puede interpretarsepor la mayor
solubilidadde los mineralesaccesoriosen el magmaoriginario. Hechoqueconcuerdacon los datosde observación,ya que la mayorpartede los mineralesaccesorios,entre
ellos la monacitay la xenotima,se encuentranincluidos en los mineralesesencialesdecristalizaciónmástardía,como son la moscovita,la albitay el cuarzo.
Al igual quelos elementosanteriores,el Zr disminuyea lo largode la evolucióndel primercomplejo,existiendoun salto bastantepronunciadoentrelos granitos01 y
(32 (Fig. 5.40). Circunstanciaque parececonfirmar la acumulación de minerales
restíticos en el primero de ellos. También es de destacarla dispersiónde valoresexistenteen los granitos(32 y 03; asícomoel hechode que la tendenciaobservadaen
el primer complejo no se mantengaen el segundo.Por otra parte, el aumentodelcontenidoen Zr en función de la evolucióndel segundocomplejopuedeinterpretarse
por la mayor solubilidadde esteaccesorioen el magma.
Así mismo, el Ba disminuyegradualmentea lo largo de la evoluciónde losgranitosde amboscomplejos(Fig. 5.4e),observándoseun amplio rangodevaloresen
01 y (36 y muy estrechoen los restantes.Esteelementodiscriminatambiénclaramente
los dos complejosestudiados.
En amboscomplejos,el Sr siguela mismapautaqueel Ce,La eY. (Fig.5.4f).
El Rb muestraunatendenciacrecientea lo largo de la diferenciaciónde ambos
complejos,tal y comocorrespondea un elementoincompatible(Fig. 5.5a). Llama laatención que, mientras que en el primer complejo se observa una tendenciagroseramenteparalela a la seguidapor el K, en el segundosu comportamientoesinverso. Es decir, de las dosunidadesde estecomplejo, la 05 es la máspotásicay la
menosrubídica,y la 06 es la menospotásicay la másrubídica.Es de destacarel bajo
contenidoen Rb y la pocadispersiónde valoresen la unidad(31.
La trayectoriadel Li (Fig. 5.Sb)en amboscomplejosespocoprecisadebidoala altadispersiónde los valores,exceptoen (31. La explicaciónhay que buscarlaen la
alta movilidad geoquímica de este elemento, la cual parece haberse producido
193
.5. GEOQUÍMICA
predominantementeen las unidades(32, (33 y (34.
En las unidadesdel primer complejo, la tendenciageneraldel U (Fig. 5.Sc)es
a disminuira medidaque avanzala diferenciación.La excepciónla constituyeel pasodesdela unidad(31 a la 02, dondese
en claracontradiccióncon la tendencia
observala tendenciacontraria.Hecho, que está
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5. CEOQUÍMiCA
en los que el contenido en U aumentahacia las facies más evolucionadas,puedeexplicarsesi se considerala amplia dispersiónde valoresque se observaen las tres
unidadesmásevolucionadas.Además,el hechode que en la unidad01 los valoresdeU muestrenpocadispersiónpuededebersea que la mayorpartede este elementose
encuentreformandopartede la estructurade mineralesaccesoriosresistentesa losprocesoshidrotermalesy meteóricosde alteración.A esterespecto,convienerecordar
que las muestrasanalizadasson superficialesy, por lo tanto, afectadas,en mayor omenor grado, por la alteración supergénica. La uraninita, mineral accesorioortomagmáticotípico de estosgranitos, esextremadamentesusceptiblede ser oxidada
y disueltapor dichosprocesos.Por lo queserefierea la tendenciaanómalaobservada,hay queteneren cuentaquees el valor de la medianael quedisminuyey no el de la
media.Estevalor, por el contrario,aumentadesdeQl a03. Además,dadala facilidadde la uraninitaa alterarse,puededecirsequeel comportamientoobservadodel U no
correspondecon su comportamientomagmático.En las unidadesdel segundocomplejo,el U presentaunatrayectorianormal, aumentandoenparalelocon el gradodeevolución
del granito. El aumentodel U en las unidadesdel segundocomplejo se debea lapresenciade la mayorpartede esteelementoen la estmctumdel circón y la xenotima,mineralesque se segreganen las etapasfmales.Además,comoen el casoanterior, la
unidadmásevolucionadapresentaunaamplia dispersiónde valoresen relacióncon la
menosevolucionada,lo quepodríaexplicarseargumentandolos mismosrazonamientosque para el casoanterior.
La tendenciageneraldel Th en las unidadesdel primercomplejoesa disminuira medidaqueaumentala diferenciación(Fig. 5.5d). Estehechoestáde acuerdocon latendenciageneraldel Ib en granitossemejantes.Por el contrario, en las unidadesdelsegundocomplejo,la tendenciaes la opuesta,lo quepuedeexplicarseconsiderandoque
casi la totalidad del Ib estáincorporadoen la monacita,minera)que se fraccionó en
las etapasmástardías.Por otra parte,hay quedestacarla amplia dispersiónde valores
observadaen las unidades03, 05 y G6, que no puedeexplicarsepor la meteorizaciónde las muestras,ya queel Ib es inmóvil en estascondicionesy, en su mayorparte, se
encuentraen mineralesmuy resistentesa dichos procesos.No obstante, en estasunidades,se han observadoprocesosde alteracióna altatemperaturaqueoriginaronla
alteraciónde la monacita,seguidade la movilizacióny posteriorprecipitacióndel Ib.Por lo tanto, estosprocesospuedenser los responsablesde la altadispersiónobservada
195
5. CEOQUIMICA
en los valoresdel ‘1’h.
5.3 ESTAIJISTICA DIVARLQ4TE Y RELACIONES INTERELEMENTALES
Las relacionesy gráficosdivariantes son clásicosen el estudiogeoquímicodelos granitos, ya que la representaciónde las relacionesentre dos variables aporta
informaciónsobrela evoluciónquímicade las rocas,asícomodel controlmineralógicode determinadoselementos.
Paraesteestudiosehanconsideradoporseparadoamboscomplejos,yaque,porlo descrito hastael momento, cadauno está constituido por unidadescogenéticasyderivadasde sendosmagmas.
5.3.1 Relacionesinterelementalesen el complejodePayo
a. Coeficientesde correlación
La matriz de coeficientesde correlaciónentrelas variablesanalizadas(Tabla5.3a), y su versión resaltada(Tabla 5.3b), en la que se han omitido aquelloscoeficientescon escasasignificación-0.25Cx <+0.25, reflejan que:
1) El Sic)2 tiene un coeficientede correlaciónnegativocon casi todos los elementos,exceptocon el Rl, que es positivo y con el Na2O, 140, P205, Y, Li y U que es
aproximadamentenulo o poco significativo. El primer hecho refleja la tendenciadecualquierserie granítica, en la que al aumentarel contenidoen Sic)2 disminuyenlos
contenidosen elementosferromagnesianos,alcalino-térreosy otros pesadoscomo las
IR, Zr, y Ib. Por lo quese refiere a la correlaciónnula o poco significativa entreelSiC)2 y el Na2O, K20, P205, Y, Li y U, sepuededecir queéstosson, en general,losmás susceptiblesa movilizarsedurantelos procesosde alteración, especialmentelameteórica. El Rb se correlacionapositivamentecon la sílice por ser un elementoincompatiblequetiendea concentrarseen las fasesresiduales.Además,el Rb, ubicado
en principio en el feldespatopotásico y la biotita, se albergadafacilniente en la
estructurade la moscovitay sericita originadasal alterarsedichosminerales.
2) Las correlacionespositivas y altamentesignificativas que se observanentre los
196
5. CEOQUIMÍCA
elementosferromagnesianos,alcalinotérreosy otros elementospesadoscomoCe, Lay Zr se explican considerandoque estos elementosdisminuyen paralelamenteal
aumentarel gradode diferenciaciónde la roca.
4) La falta de correlaciónsignificativaentreel U y otros elementos,asícomoentrelos
álcalis y el restode las variablesesllamativay podríaexplicarse,comoya seha dicho,por la solubilidadde estoselementosdurantelosprocesosdealteración,especialmente
los meteóricos.
b. Diagramasde Harker
Los diagramasde Harker, en los que se representanlos distintos óxidos
mayoritariosen funciónde la sílice, pennitenobservarlas variacionesen el quimismo
de unaseriede rocascogenéticas,y sonespecialmenteusadosparaseriesígneasmuyevolucionadascomo las aquí estudiadas.No obstante,para rocas graníticas conpequeñasvariaciones en el contenido en SiO2, el poder de separaciónde estos
diagramases limitado. Por el contrario, la ventajaqueofrecenes su simplicidad y la
posiblidad de visualizar las nubes de puntos que determinan los coeficientes decorrelación,asícomotrazarlas rectasde regresiónquerepresentanel “trend’ evolutivo
de la serierocosa.
En efecto, los diagramascorrespondientesal M203, Fe2OST,CaOy MgO (Fig.
5.6a, b, c y d) ponende manifiesto: (1) un claro “trend” evolutivo entrelas unidades01 y 02, las cuales a su vez están perfectamenteseparadasentre sí; (2) unsolapamientoentrelas muestrasmásevolucionadasde 02 y las unidades03 y 04, y(3) un solapamiento,másclaroaún, entrelas dosunidadesmásdiferenciadasque, asu
vez, tienden a apartarse,en unos diagramasmás que otros, del “trend” evolutivotrazadoentre01 y 02.
El diagramacorrespondienteal TiO2 (Fig. 5.6e) presentauna trayectoriamuy
semejantea la de los óxidos anteriores,aunquelas dos unidadesmásdiferenciadasseajustanmás al “trend” evolutivo marcadoentre01 y 02.
En consecuencia,el hechode quelas unidades03 y 04 seapanenmáso menos
del “trend” evolutivo generalpuededeberse,porun lado, al caráctermuy evolucionado
deestasunidades,quehabríanllegadoquizásel mínimogranítico,dondelas variaciones
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199
5. GEOQUÍMICA
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200
5.GEOQUÍMICA
En los diagramascorrespondientesal Na2O y 140 (Fig. 5.6f y g), aunqueengeneralse observauna trayectoriaascendentea medidaqueaumentael contenidoen
SiO2, granpartede los valorespertenecientesa02, 03 y 04 estánpordebajodedicha
trayectoria. Esto puededebersea que estasmuestrastienen un grado de alteraciónsuficientementealto comoparahaberperdidogranpartede estoselementos.
El P205(Fig. 5.6h) secomportade maneradistinta a todos los óxidos tratados
anteriormente.Así, mientrasqueen las dosprimerasunidadesdisminuyeal aumentarla sílice, en las dos últimas (03 y G4) aumenta,paravalorescasi constantesde SiQ.
El comportamientoanómalodel P205sepuedeexplicarconsiderandoque: la tendenciadel P20, desde01 a 02 es similar a la del modelopropuestopor Harrisony Watson(1984), en el queel contenidoen apatito y, por consiguiente,en P205decrececon la
diferenciación.Por el contrario, la tendenciaentre03 y 04, en la queel contenidoen
P205 aumentacon la evolución, se desvíade estemodelo. Al comprobarlos valoresmáximos,mediosy mínimosdel P205(Tabla5.4), seobserva,por un lado, la mismatendenciadescritaen los diagramasdecajasy bigotesy, por otro, quetodoslos valores
sonsuperioresal valor de saturacióndelapatito,calculadoexperimentalmente,parael
sistemahaplogranítico,en 0.14+ 0.06 % de P205(Watsony Capobianco,1981).
Tabla5.4
Concentracionesde P205 superioresa las de saturacióndel apatito han sido
citadasen numerosasocasiones,tanto en granitosperalumínicossimilaresa los aquítratados,comoen pegmatitasy riolitas (Strongy Haniner, 1981; Stone,1982; Corretgeet al., 1985; Bea et al., 1987; Pérezdel Villar y Mingarro, 1987 y Pérezdel Villar,
1988), atribuyéndolas,en algunoscasos,a la presenciade apatitosrestíticos(Watson
y Capobianco,1981; Harrison y Watson, 1984 y Chappellet al., 1987). Otrosautores(Corretgéet al., 1985; Pérezdel Villar y Mingarro,1987y Pérezdel Villar,1988)
201
5. GEOQUÍMiCA
sugierenla presenciade fosfatosde Al y Mn de la serie trifilita-litofihita para explicarel excesode 1>95, despuésde haberneutralizadotodo el CaO en forma de apatito.
Sin embargo,en trabajosmás recientes(Londonet al., 1990; London, 1992;Gallego, 1992; Beaet al., 1992; London et al., 1993; Michael y London, 1994 y Bea
et al., 1994), las concentracionestanaltasde 1>205 han sidoexplicadasbien por la bajaactividaddel Ca y el aumentodel índice de saturacióndel aluminio (ISA), con elconsiguienteaumentode la solubilidaddel 1>, o por la incorporacióndel P en las redes
de los feldespatosalcalinos. Así, Ellison y Hess (1988) y London et al. (1989)relacionaronel aumentode la solubilidad de los fosfatos (monacitay apatito) con elaumentode la peraluminosidaddel magmay la segundaposibilidad(London, 1990 y
1992; Gallego, 1992; Londonet al., 1993;Michaely London, 1994 y ¡leaet al., 1994)estábasadaen quedichosautoresargumentanqueel Pubicadoen la estmcturade los
feldespatosalcalinos, segúnAl!’ ~ 2Si, puederepresentarunaparte importantedel
1>205 de la roca. Esta sustitución ya había sido demostradaexperimentalmenteporSimpson(1977),en condicionesde altapresiónde fluidos.
En cualquiercaso, Londonet al., (1989)consideraronqueel alto contenidoen
1>205 es una característicageneralde los granitosperalumínicosdel tipo “5” y Beaetal., (1992) lo considerancomo un indicador genético. Además, los últimos autorescitados, en su estudiosobregranitoidesa escalamundial,establecierondos tendenciassegúnel comportamientodel 1>205: a) granitoidescontendenciatipo Hoyos,en los quela actividad del 1>205 decrececon la diferenciación, de acuerdocori el modelo de
Harrisony Watson(1984), y b) granitoidescon tendenciatipo Pedrobemardo,en losque la [P204]aumentahacialos diferenciadosmásricos en SiO2, muy í,eralumínicosy
muy pobresenCa. Ademásestosautoresatribuyeronel aumentodel 1>2~5 alos cambiosen la actividaddel Ca, queconsiderannula en los diferenciadosfinales,junto con el
excesode Al.
De acuerdocon el comportamientodel 1>205 en los granitosestudiados,lasunidadesmás diferenciadasdel primer complejopodríanencuadrarseen los granitostipo Pedrobemardo,tambiénllamadosgranitosperfosfóricos,dado su alto contenidoen
1>205. No obstante,la unidad04, quees la másrica en 1>205,es la quepresentael valormás bajode ISA (Fig. 5.7a), por lo que, en principio, el enriquecimientoen P205 nopareceestarrelacionadocon el aumentode dicho índice. Esteúltimo argumentopuede
202
5. GEOQUÍMICA
serválidoen el casode queel ISA calculadocorrespondael del magma,yaque, según
London et al., (1993), la separaciónde una faseacuosarica en volátiles puedeextnerálcalis del fundido y, por consiguiente,aumentarel valor de dicho índice. Estevalorpuedetambiénverseafectadopor la sericitizaciónde los feldespatos,hechoevidenteen
las unidadesaquítratadas.
Por otra parte, segúnReysony Hess (1980), la solubilidaddel 1>205, para uncontenidodeterminadoen Ca, aumentaen fundidosdespolimerizados.Por lo que, en
el caso de las unidades03 y, sobre todo, 04, se puede atribuir a dicha razón elaumentodel ¡‘205. Además,la despolimerizacióndel fundidopudodeberse,de acuerdo
con Manninget al. (1980),a la presenciade concentracionesimportantesde F en elmagma,detectadoen forma de fluorita, o a las de E y B (Holtz et al., 1993 y Hans
Keppler, 1993), estandoesteúltimo elementopresenteen forma de turmalina, tanto
magmáticacomopostmagmática.
Siguiendoel mismo razonamiento,la Fig. 5.7bmuestracomoen las unidades
01 y 02 el contenidoen 1>205 disminuyeal hacerloel del CaO, hastaqueesteúltimoóxido adquiereunaconcentraciónconstante.A partir de dicha concentraciónde CaO,
el P205aumentaenlasunidades03 y 04. La concentraciónde CaOcomprendidaentre0.5 y 0.55% seríael punto en el queel comportamientodel 1> cambiade compatiblea
incompatible.
Con relacióna los álcalis,el P205presentaun comportamientodesigual. Así,frenteal K20 (Fig. 5.7c) se observaunagrandispersióndepuntos,mientrasquefrenteal Na2O (Fig. 5.7d) la nube de puntos determina una correlación positiva. Esta
correlaciónentreambosóxidos pareceestarde acuerdo,en principio, con la idea deque el 1> podríaestarincorporadoen la red del feldespatosódico. Sin embargo,en la
unidad03, se ha constatadounacristalizaciónmasivade apatito tardío, rodeandoloscristalesdebiotita o relacionadoconsusbordes(LAM. 3.11 E y 3.12D) y, enalgunasocasiones,conlos de feldespatoalcalino. Igualmente,en04 y en algunascúpulasmuydiferenciadas, se ha observado que los feldespatosalcalinos están cargados deinclusionesde apatito primario y secundario(LAM. 3.14 C y 3.21 D). Además,
medianteMEB sehan identificado fosfatoscomplejosde Th, de TRL y de Fe con U,rellenandolas microfisurasdelos feldespatosalcalinosy del cuarzo,u ocupando,dentrode la albita, los “boxworks” de la uraninitaalterada.La presenciade estos fosfatos
203
5. CEOQUÍ’íCA
complejossecundarioshabríaqueatribuirlaa procesosde remnovilizaciónposterioresa
la cristalización magmática.En consecuencia,estas relacionestexturalesentre losfeldespatosalcalinos y los fosfatos primarios y secundariosindicarían que, aunquepuedaexistir la sustituciónberli.nita, solamenteuna pequeñapartedel 1>205 de estasrocaspodríaser atribuido a ella, estandola mayor partedel 1>205 formandofosfatos
primariosy secundarios.
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Por último, si se tiene en cuentaque la unidad G4 es la másevolucionada,lamás baja en ISA y que su contenidoen SiC)2 es inferior al de las unidadesanteriores,dicha relaciónpodría ser explicada, en partey de acuerdocon London et al. (1993),
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43.
204
5. GEOQUIMICA
de la siguientemanera;al aliadir P al sistemahaplograníticosaturadoen 1120 ocurre
que: (a) se produceunaexpansióndel campodel cuarzoy (b) evolucionael fundidohaciacomposicionesperalcalinas,ricas en Na y pobresen 5i02. Por ello, cabríadecir
que el aumentodel 1>2~5 en las etapasfinales de la cristalizaciónmagmáticapodría
habercoincididocon un aumentodel Na.
En resumen,el aumentodel P95a partir de la unidad03 estaríarelacionado,por un lado, con el bajocontenidoen CaO, y por otro, a la mayordespolimerización
del fundido, debido a su vez a la mayor presenciade F, E y H20. Además, laformaciónabundantedeapatitocoincide,espacialy temporalmente,conla cristalización
de los feldespatosalcalinos, sobre todo con el componentealbftico en estasunidadesfinales. Por consiguiente,se sugiereque las relacionesobservadasen los diferentes
diagramasde la Fig.5.7 parecen deberse,en gran medida, a relaciones espacio-temporalesentrelos fosfatosy los feldespatosalcalinosy no a la presenciade 1> en la
red de los mismos.
Comoconclusión,sepuededecirquelas razonesquejustificanqueel contenido
en 1>205 aumenteen estetipo de rocasestánrelacionadascon: (i) sucontenidobajoen
CaO, queimpide la cristalizacióndel apatito, (u) el contenidorelativamentealto en F,
B y 1120, que aumenta la solubilidad de dicho mineral y (iii) los procesos de
removilizaciónpostmagniática-hidrotermaldel P.
Comoresumende los diagramasHarker, los óxidosmayoritarios,de acuerdo
con su comportamientofrente a la sílice, puedenclasificarseen tresgrupos:
- El primero,queincluye al A1203, MgO, CaO, TiC)2 y Fe2C)3,presentaalgunascaracterísticasmuy significativasen cuantoa la evoluciónde las unidadesdel primer
complejo. Así, los contenidosen dichoselementosdecrecendesdela unidad menosala másevolucionaday marcan los límites entre las distintasunidades.No obstante,algunosde estosóxidos tienenmayorpoderseparadorqueotros. En consecuencia,se
sugiere que las cuatro unidades de este primer complejo son el resultado de ladiferenciaciónde un magmacomúny, por lo tanto, cogenéticas.
Las trayectoria de los “trends” evolutivos de estos óxidos podrían sercompatibles con un proceso de cristalización fraccionadaen el que participarían
205
5. GEOQUíMICA
principahnentela plagioclasa,puestode manifiestopor la disminución del CaO, y labiotita, por la disminucióndel Fe2O3y MgC). La disminucióndel contenidoen TiO2
podría indicar la cristalizaciónde una faserica en Ti, comola ilmenita, ademásde sufraccionamientoen la biotita.
Otro aspectodestacablede estos diagramases que la unidad Ql se separaexcepcionalmentedel restode las unidades,siempreconcontenidosmásaltosen dichos
óxidos. Como ya se indicó, estopuede explicarse por el materia]. restítico o decontaminaciónexistenteen dichaunidad, representadopor cordieritapseudomorfizada
por micas, agregadosbiotíticos y, en menor medida, por la silhimanitay el granateobservadosen los enclavesrestíticos.
- El segundogrupo incluye al Na2C) y K20, óxidos queen generalaumentanalaumentarla SiC)2. No obstante,dicha trayectoriaseencuentraparcialmentedesdibujada
por la altadispersiónde los valores,lo queprobablementese debaa la superposiciónde procesosde alteración,bien seanéstoshidrotermaleso meteóricos.
- El tercer grupo está integradosolamentepor el 1>205 cuyo comportamiento
anómaloha sido tratadoampliamente.
c. Otrosdiagramasde interés
Al igual que se hizo paralos elementosmayores,seha representado,frente al
SiO2,la variaciónde algunoselementostraza, comoel Rb, Sr, Ba, Zr e Y, yaquesonlos que puedenaportarmayor información sobre la cristalizaciónfraccionadade lasrocasgraníticas.Así, el comportamientode los tresprimerosestámuy relacionadocon
la cristalizaciónde la plagioclasa,el feldespatopotásico,la biotita y la moscovita,y losdosúltimos conla cristalizacióndel circóny la xenotima,cuyacantidadsueledisminuir
a medidaqueaumentael gradode diferenciaciónde la roca.
En el diagramaRb/SiC)2 (Fig. 5.Sa) se obervaunabuenacorrelaciónpositiva(0.63) entre ambos elementos.En líneas generales,el contenido en Rb aumenta
progresivamentehacia las facies más diferenciadas,lo que es comprensible si seconsidera el carácter hidromagmatófilo del Rb, con coeficientes de repartomineraUlíquido muy bajos, excepto para la biotita, en los primeros estadiosmagmáticos.
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5 GEOQUíMiCA
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Figura 5.8.- Diagramasbinariossílice-elementostrazade las unidadesdel primer complejo.
Comopuedeverseen la Fig. 5.8b, los contenidosen Sr disminuyena medidaqueaumentala sílice. Aunque en estediagramano sediferencianlas distintasunidades,salvo Ql y G2, la disminucióndel Sr podría estarrelacionadacon la cristalizaciónde
207
5. GEOQUÍMiCA
la plagioclasa.
Las concentracionesde Ra disminuyencon la diferenciacióntal y como se
observaen el diagrama[Eavs S’02] (Fig. 5.8c), en el que el “trend” presentaunapendientenegativaen todaslas unidades.Estecomportamientoes comprensiblesi se
tiene en cuantala poca diferenciaqueexisteentreel radio iónico del Ba=l.43Á y eldel K 1.33Á, asícomola preferenciadel Ba aentraren los mineralespotásicoscomo
la biotita, con coeficientede repastode9.7 (Couturie, 1973), y el feldespatopotásico,con Kd= 6.12 (Vemon, 1986).
Del tratamientode estostreselementossepuedededucirque, en la evolucióndel complejo, domina la cristalización fraccionadacontinuadade la plagioclasa,la
biotita y el feldespatopotásico.
El comportamientodel Zr frenteal SiC)2esbastanteparecidoal del Ra y al delSr (Fig. 5.8d). Es decir, su contenidodisminuyea medidaqueavaniala evolución.Esto se puedeexplicarsi se tiene en cuentaque, en magmasperalumínicossimilaresal aquí estudiado, la solubilidad del Zr es muy baja, dando lugar a que su
fraccionamientoseatempranoy queel magmaresidualseempobrezcaenesteelemento.
El contenidoen Y, comoocunecon los demáselementosestudiados,disminuye,
en general, al aumentarla sílice, observándosecierta dispersiónen algunosde losvalorescorrespondientesa las dosunidadesmásdiferenciadas(Fig. 5.Se). Esto puede
serdebidoa la removilizaciónpostmagmáticadelY en relacióncon la alteraciónde laxenotima,fenómenoque tambiénha sido observadomedianteMEE.
En resumen,las pautasde evoluciónde los elementostrazasestudiadosparecencompatiblesconla cristalizaciónfraccionadade la plagioclasa,puestademanifiestoporla disminucióndel Sr; de ¡a biotita y del feldespatopotásico,acompañadaspor una
disminucióndel contenidoen ¡la; del circón, por el descensodel contenidoen Zr y dela xenotima,por la disminucióndel Y.
Por último, las diferencias químicas observadasentre las cuatro unidadesse
deben, por un lado, a la cristalización fraccionadade los minerales esencialesyaccesorioscitados,y por otro, a la existenciade mineralesrestfticoscomola cordierita
pseudomorfizadapor micas, los agregadosmicáceos,el granatey la siUlmanitade los
208
5 GEOQUíMiCA
enclavesrestfticosy algunosnúcleosde circón. Igualmente,en estoscambiosquímicoshanpodido contribuir los fenómenosde contaminación,debidosa la existencia,en las
unidadesmenosdiferenciadas,deenclavessupermicáceosparcialmenteasimilados,así
comoa fenómenosde alteraciónposterioresa la cristalizacióndel magma,incluidos los
supergénicos.
Si hastael momentosehanestudiadolas relacionesentrela sílice, los elementos
mayoresy algunostraza,convienetratartambiénlas relacionesexistentesentrealgunos
elementosmayoresy traza,asícomoentrealgunostraza,particularmenteentrelos queexiste unabuenacorrelación,seaésta positiva o negativa. La convenienciasurge al
comprobarquela evolucióndesdeQl a G4 podríaserdudosa,dadoel comportamiento
de algunosde los elementosmayoresy trazatratados.
Así, la relaciónentreel par CaO/Sr (Fig. 5.9a) ponede manifiestoun claro“trend” evolutivo desdeQl a Q4, disminuyendoel Sr a medidaque lo haceel Ca, lo
queescompatiblecon la cristalizaciónfraccionadade la plagioclasa.
En el diagrama[Zr vs TiC)2] (Fig. 5.9b) seobservaunadisminuciónde ambosdesdeQl a Q4. Esto sería indicativo de la cristalizaciónfraccionadade la ilmenita
ademásde la del circón. La dispersiónde valores que seobservaen G2 podríaserdebidaa la alteraciónde la biotita y la formacióndemtio, mineral secundariobastanteabundanteen estaunidad.
La relaciónentre el par Rb/Sr (Fig. 5.9c) muestrauntatrendal con pendiente
negativa desde Q4 a QI, separándoseclaramente las dos primeras unidades y
superponiéndoselas dos últimas. La dispersiónde valoresquese observaen algunasde las unidadespuedeser debidaa la movilidad de estos elementosen las etapasdealteraciónpostmagmática,incluida la supergénica.
Esta relación, que ha sido utilizadacomo indicadorde los mecanismosde laevolución magmática,especialmentelos de cristalización fraccionada(Walsh et al.,
1979 y Gallan, 1984), pone de manifiestoque, en las unidadesaquí estudiadas,elmecanismoevolutivo porexcelenciafué el de la cristalizaciónfraccionada,aunqueseencuentraparcialmenteobliteradopor procesosposteriores.
209
5. GEOQUíMiCA
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Figura5.9.-Diagramasinterelementales:Ca-Sr,Ti-Zr, Rb-Sr, Ha-Sry K-Rh de las muestrasdel primer
complejo.
La representacióngráfica del Ba en función del Sr (Fig. 5.9d) muestraque, en
lineas generales,amboselementosdisminuyenparalelamentedesde<31 a <34, lo queconfirma, al igual que en el caso anterior, que la cristalizaciónfraccionadaestuvo
á)
A
A
AA
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210
5. GEOQUÍMICA
fundamentalmentecontroladapor la segregaciónde los mineralespotásicos(feldespato
potásicoy biotita), queadmitenel Ea en su red, y por las plagioclasasqueadmitenelSr. Además,al igual queenel diagramaanterior,seobservaquelas unidadesGí y 02
estánbien separadas,mientrasque las dos últimas sesuperponenparcialmente.
El diagramacorrespondientea la relaciónK/Rb (Fig. 5.9e)presentaunanube
depuntosen la quedifícilmentesepuedeestablecer“trend’ evolutivo alguno, debidoprobablementea procesosde removilizaciónde amboselementos.No obstante,si setienenen cuentalos valoresmediosde dicha relación en las cuatro unidades(Tabla
5.5), seobservaqueéstosdisminuyencon la evolución, lo que estáde acuerdocon
Shaw(1968),quiénindicó queestarelacióndisminuyea medidaquelas rocas son más
jovenesen unaserieevolutiva.
labia5.5VALOR MEDIO DE LA RELACIÓN K/Rb
En el diagraniatriangular Rb-Ba-Srde El Boussely El Sokkary (1975) (Fig.
5.10), las unidadesdel primer complejopresentanunaevoluciónqueestá controladaprincipalmentepor el Rb y el Ea, yaquesonlos elementosdominantesfrenteal Sr. Endicho “trend” evolutivo las muestrassedistribuyenentretreszonasdiferentes:
La primen, ocupadapor las muestrasde la unidad01, concontenidosaltos enRa y relativamentebajosen Sr y Rb, representaríael dominiode los granitoidesmenosevolucionados,tal y como se ha visto en los diagramasanteriores.No obstante, lasituaciónde las muestras,justo en el límite entre los camposcorrespondientesa losdenominadosgranitosnormales(3) y a los granitosanómalos(2), entendiendoporestosúltimos aquellos que han sufrido, en general, alteracionesmetasomáticas,podría
interpretarseconsiderandoque la unidadQl está,en realidad, formadapor un granito
de esteúltimo tipo. Sin embargo,la coherenciaentrela situaciónde la unidadQl y sugradoevolutivo, el que las cuatro unidadessigan, en conjunto, un mismo “trend” sincambiossustancialesen la líneaevolutiva,y el quela unidad01 seala menosalterada,impidenclasificara estaunidadcomoun granitoanómalo.Probablemente,la situaciónligeramenteanómalade estegranitoseadebidoa la presenciade materialrestíticoy de
211
5. GEOQUíMICA
contaminación,tal y comose dijo anteriormente.
La segundazonaestáocupadapor las muestrasdela unidad02, quees tambiénla segundaen gradode evolución.En estecaso,seobservaun aumentodel Rb y unadisminuciónde Ea, frente a pequeñasvariacionesdel Sr.
La última zonaestáocupadapor las muestraspertenecientesa las unidades03y 04, ambassolapadas.Estasdos unidades,junto con la unidad02, estánsituadasenel dominio de los granitosfuertementediferenciados.
En definitiva, el aatrendla evolutivo de estos elementosmarca una evolucióndesde Ql a 04, dominada por la cristalización fraccionadade las micas y los
feldespatos.Además,el hecho de que el Rb aumentecon la evolución y que el Badisminuya,podríasercoherenteconun procesode cristalizaciónfraccionadamedianteel cualel Ra seríacaptadopor la biotita y el feldespatopotásico,disminuyendoasícon
la diferenciación.Por el contrario,el Rb, ademásde seradmitidoen lasestructurasdelos minerales potásicostempranos,tenderíaa concentrarseen el magma residual,
aumentandoasí la relaciónRb/K tal y comose ha observado.
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Figura5.10.-DiagraniatriangularRb-Sr-Bade El Bouselleyy El Sokkary(1975)aplicadoa las muestras
del primer complejo.
Rb
212
5.GEOQUíMiCA
Por último, en las Figs. 1 la y b, en las que se han proyectadoalgunos
elementosmayoresy trazafrente el Fe2O3T,seobservaun “trend” evolutivo clarodesde01 a 04, lo quepuedeconfirmar la hipótesismantenidahastael momentoacercadela evolución y el caráctercogenéticode estasunidades.
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Figura 5.1 la.- Diagramasde Fe2O~vs AI,03, MgO, CaO y TiO2 de las muestrasdel primer complejo.
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5. GEOQUÍMICA
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Figura lib.- Diagramasde Fe~O3~ vs Rb, Sr, Ha y Zr delas muestrasdel primer complejo.
5.3.2Relacionesinterelementalesen el complejode Peñaparda
a.Coeficientesde correlación
La Tabla 5.6a muestrala matriz de coeficientesde correlacióny la Tabla5. 6b
correspondea la misma matriz pero con las correlacionesaltas resaltadas.En estasmatrices llama la atención,contrariamentea lo quesucedeen el primer complejo, laausenciade fuertes correlacionespositivas o negativas. Así, los coeficiente de
cori-elaciónentreel 5102 y los otrosóxidos son muy bajos,por lo quela representaciónde esteóxido respectoa losquetradicionalmenteseempleanparaobservarla evolución
de los granitosva a resultarpocaelocuente.
Los elementosmayoresFeO, MgO, CaO y TiO2, que en el primer complejomostrabanfrenescorrelacionespositivas,en estequedancomomediasy, en algunos
casos,pasana negativas.Algo parecidosucedecon los elementostrazaBa, Ce, La, Sry Zr. Las variablesA1203 y Fe203, que en el caso anteriormostrabancorrelaciones
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Fe 2034 5
4 5
214
5. GEOQUlMICA
positivasmedias,ahoradesciendena bajasy, en muchoscasos,a negativas.
De forma panicular llama la atenciónel cambio de comportamientode loselementosalcalinosque, de no mostrarcorrelación en el primer complejo, pasana
correlacionesmediasy, en algunoscasos,aaltas,comoporejemploel parK20-Ba. El
P205, de forma general,aumentasu correlación,pasandode correlacionesnegativasbajasa mediaspero del mismo signo.
Así mismo,el U cambiadetendenciay muestraaquíunamayorcorrelacióncongran númerode elementos.Finalmente,el Th tambiénvaríasucorrelación,tendiendo
a disminuir o incluso a invertirse.
b. DiagramasHarker
En la representacióngráfica de los óxidos mayoritariosfrente al SiO2 (Fig.5.12), seobservalo siguiente:
(a) En el granito 05, llama la atención la alta dispersiónde los valores del A1203,
mientrasque en el 06 tiene unadistribuciónmás homogénea.En cualquiercaso, losvaloresde esteóxido son mayoresque en el primer complejo, si seexcluyela unidad
01, y no presentan“trend’ algunocon respectoal 5i02.
(b) Los álcalis muestranunaextraordinariadispersiónde valores, y mientrasqueen launidad05 parecequeel Na2O disminuye,en 06 parecequeaumenta.Es de destacar
quelos valoresdel 1(20 son másaltos que los de las unidadesdel primercomplejo.
(c) En ambasunidades,el P205es relativamentealto, con una mediamayoral 0.40%,
sin presentarvariacionesal aumentarla silice.
(d) Los óxidos de Fe2O3T, TÍO2, CaOy MgO presentancontenidossimilaresa los delas unidadesmasevolucionadasdel primercomplejo, 03 y 04.
(e) El comportamientodel CaO es similar en ambasunidades,aunquese observanvalores relativamentemás bajosen la unidad 05 que en la 06, separándoselas dos
unidades.
En cuantoa la evoluciónde todos los óxidosrespectoal SiO2 sepuededecirque
no presentan“trend alguno, por lo queno merecela penainsistir más en ellos.
215
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217
5-GEOQUÍMICA
c. Otrosdiagramasde interés
Dadala falta de correlacionessignificativasentrelos elementostrazay el SiC)2,no seva a seguir,en su tratamiento,la mismasistemáticaqueparael primercomplejo,sino que, de modo selectivo, se resaltaránsólo aquellascorrelacionesque aporten
información.
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218
5 GEOQUÍMICA
El Rb, aunquepresentagran dispersión frente al SIC)2, es uno de los pocoselementosquediscrinfinalas dos unidadesde estecomplejo,estandoel límite en tomo
a las 360 ppm. Así, los valoressuperioresa dicho númerocorrespondena la unidadG6, por lo que puedeconsiderarsecomo la más evolucionada(Fig. 5.13 a). Por su
parte,el espectrodel Ba (Fig. 5.13b) tambiénpresentala mismadispersiónmostradapor el Rb, pero en este caso, se apreciauna ligera disminución del contenido al
aumentarel de la Sic)2.
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Figura5.13 a y b. - Diagramasbinariosde Rb y Ea vs SiO, de las unidadesdel segundocomplejo.
En el diagrainacorrespondienteal par Rb-Sr (Fig. 5.14a), seobservaque las
dos unidadesse separany que ambaspresentanpendientesmoderadas,paralelasy
ligeramentenegativas.
En el diagramade la relaciónK-Rb (Fig. 5. 14b) lo másdestacableesque las
dos unidadesque componenestecomplejose diferencianclaramente.Así, el valor dela relaciónK/Rb parala unidad05 es 161.4,mientrasqueparala 06es 112.5,por loquepodríadecirsequeestaúltima esmásevolucionadaque la primera.
219
5.GEOQUÍMICA
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Figura 5.14a y b.- DiagramasinterelementalesRb-Sry K-Rb de las unidadesdel segundocomplejo.
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Figura5.15.-DiagrainatriangularRb-Sr-HadeEl Bouselleyy El Sokkary(1973)aplicadoa las muestras
del segundocomplejo.
En el diagramatriangularRb-Ba-Sr(Fig. 5.15), las dos unidades marcanunaevolucióndominadaprincipalmentepor los contenidosen Rb y Ba, siendola influencia
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220
5GEOQUÍIICA
del Sr mínima.Segúnlos distintossectoresde estediagrama,las unidadesen cuestión
se proyectandentro del dominio de los granitos fuertementediferenciados,con un“trend» evolutivo desde(35 a (36, corroborandoasí la hipótesisde que esta última
unidades la másevolucionada.
5.3.3 Relacionesinterelementalesen los dos complejos
Las relacionesentre Nb-Ti, Y-Ti y Nb-Y se han estudiadoconsiderando
conjuntamenteamboscomplejos,yaquesólo sedisponede un totalde 15 datos de Nb.
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Figura 5.16 a-c.- DiagramasNb-Ti, Y-Ti y Nb-Y de las muestrasde amboscomplejos.
En el diagrama[Nb-Ti] (Fig. 5. láa) seapreciacomoel contenidoen Nb de los
doscomplejosesdiferente,siendomayoren el segundo.Por otraparte,en el diagrarna
[Y-Ti] (Fig 5.16b) sepuedeobservar,por un lado, que los valoresde Y sonmayoresen el primercomplejoy, por otro, su <‘trend” negativodesde(31 a (34, quefalta en las
muestrasdel segundocomplejo.Por último, en el diagrama[Nb vs Y] (Fig. 5.16c) semantienela misma diferenciaentreamboscomplejos,por lo que se puededecir que
estosdiagramasson de gran importanciaa la hora de diferenciarrocas de estetipo.
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221
5? GEOQUÍMICA
5.4 ESTAI>ISTTCA MULTINARIANTE
El análisis factorial es un método estadísticomuy útil en el tratamiento
multivariantede los datosgeoquimicos(Rollinson,1993).El objetivode estemétodoesel de establecer,apartir de los coeficientesdecorrelacióninterelementales,gruposde
elementosque, en su conjunto,expliquen la mayorpartede la variabilidadde los datosoriginales. De esta manera, se consiguesustituir los numerososdatos geoquimicosoriginalespor un númeropequeñode “factores”, los cualesson funcioneslinealesdelas concentracionesde los elementosanalizados.Consecuentemente,estos factores
hacenmáscomprensiblela infomiaciónquímicadisponibley facilitansu. interpretación.Cuandoel análisis factorial partede la matriz de correlación se llama “R-modo”, en
sentidoamplio (Le Maitre, 1982 y Davis, 1986).
Enel análisisfactorial, los factorescalculadosmaximizanla interrelacióncomún
entrelas variablesobservadas,por lo quesepuededecir queesun cálculo orientadoa obtener correlacionesentre elementos,aconsejándosesu utilización cuando lasasociacionesentreestos caracterizanun ambientegeoquimico(Howard y Sinding-Larsen, 1983).
En la geoquímicamultivarianteserecomiendaescalarlos datosparaque,de esta
forma, todaslasvariablesadquieranel mismopesoy solventarasíel problemaderivadode que las variablescon valoresaltos adquieranmayor pesoque aquellascon valoresbajos.Aunquefox y Cox(1964) recurrena la transformaciónlogarítmica,exponencial
o la raíz cuadrada;cuandose partede la matriz de coeficientesde correlacióndePearson,los datosadquierenpesosigualesal serestandarizadosen el cursodel cálculo.
Aunque algunosautoresrecomiendanomitir los valoresatípicosa la hora de
realizarel análisis factorial de unapoblación condistribuciónnormal, en estecaso se
ha decididorio omitirlos, ya quepuedeirser los másinteresantesdesdeel punto de‘vistade la geoquímicade estasrocas.
En general,cuandoenalgunamuestrano sehandeterminadotodaslas variables,
éstas se completanusandoel valor medio correspondientea las muestrasanterioryposterior.Una soluciónalternativaesasignara lasvariablesdesconocidasel valor de
222
5. GEOQUIMÍCA
la medianade la poblacióna la quepertenecela muestra.Estaúltima soluciónes la que
aquí se ha adoptado.
5.4.1 AnáliSiS factorial
Esteanálisis se ha aplicadoúnicamentea las muestrasdel primer complejo,ya
que el número de variablesdeterminadasen el segundoes superior al númerode
muestrasanalizadas.Aunqueotra posibilidadera la de realizarel análisis conjuntodel
total de los datos, esta opción se descartóya que los procesossufridospor amboscomplejos fueron diferentes y, por consiguiente,no se trataría de una población
homogénea.
Los resultadosobtenidos (Tabla 5.7) muestranlas comunalidadesde cada
variable(l),los valorespropiosdecadafactor (2), el porcentajedela varianzaretenido
por cadafactor (3) y el porcentajeacumulado(4).
Dado que el objetivo de este análisis es reducir el número de variables, senecesitabuencriterio pararealizardichareducción,ya queno existenormaalgunaque
la regule.No obstante,el criterio más utilizadoesel deelegiraquellosfactorescuyosvalorespropios seanmayoresque la unidad, denominadossignificativos.
Al aplicarestecriterio, los cuatrofactoressignificativos resultantesexplicanel
81% de la varianzatotal.
Los pesosde las distintas variables sobre los cuatro factores seleccionados
(Tabla 5.8) permiten deducir cuatro asociacioneso procesosdistintos. El signo decualquiervariablesobre el factor sólo indicael sentidodel vector. Así, un pesoaltopositivo y otro alto negativo sobre un mismo factor refleja solamenteque su
comportamientoesantitético. Las variablesconpesomayorde 0.5 sobre estoscuatro
factoresestánrecogidasy resaltadasen la (Tabla5.9), clasificadassegúnsu signo. Deacuerdocon esta tabla, el poío negativodel factor 1 está lideradoprincipalmenteporA1203, Fe2O3,FeO,MgO, CaO, TiC)2, Ra, Sr, Ce, La, Y, Zr, F y Th, por lo que seha interpretadocomola partedel procesode cristalizaciónfraccionadadominadaporla biotita (Fe, Mg, Ti y Ra), la plagioclasa(Ca y Sr) y los mineralesaccesorios,
monacita(La, Ce y Th), zircón (Zr), ilinenita (Ti) y xenotima(Y). Es decir, señalalasunidadesgraníticasmenosevolucionadas,ricasen biotitay en mineralesaccesoriosde
223
5. GEOQUÍMICA
ANALISIS FACTORIAL
Variable Coojnatidad Factor Valor Propio
Sf02At203Fe203FeoMgO
CaoNa2O(20P205rio?Ea
CeLaSr
YZrRbLiFuIb
0.875340.796490.847790.949460.98135
0.884130.770420.671350.726440.968910.95760
0.834080.942400.965 17
0.821480.892840.809810.488120.769890.51341
0.85080
234
56789
10
111213141516171819
2021
11.381282.346331.506421.25641
.92270
.74292
.6 1489
.46863
.42038
.31018
.20344
.18304• 15264.12776.09777.07957.06819.05350.03252
.01811
.01333
% Var % Acwnulado
54.211.27.26.04.4
3.52.92.22.01.51.0
.9-7.6.5.4.3.3.2.1
.1
54.265.472.578.582.986.5
89.491.693.695.196.1
96.997.798.3
98.799. 199.499.799.9
99.9100.0
Tabla 5.7.- Analisis factorial: comunatidades, factores, vatores propios o autovatores,varianza retenido por cada factor y porcentaje de varianza actailado.
porcentaje de
224
5. GEOQUIAdICA
MATRIZ FACTORIAL
Variable/FactorSiO2 0.85735A1203 -0.63427Fe3 -0.59539FeZ -0.87117MgO -0.S6789Cao -0.90928Na2O 0.03053(20 0.20409PZOS 0.33523TiO? -0.93517Ba -0.93264Ce -0.81593La -0.94993Sr -0.91901Y -0.64633Zr -0.91824Rb 0.80812Li 0.08862F -0.76684u -0.08919TI, -0.73287
Tabla 5.8.- Matriz factoriaL. Pesos de cada variable sobre cada uno de tos factores extraidos.
Fi F2 F3 F4
>0 910,
Rb
Na,O
P,06
LI Li
<0 AL,0,
FeoFe,0,
MgOCaoTi 0,
EaCeLaSr
YZr
Th
K,0
TabLa 5.9.- VariabLes con pesos superiores a 0.50, sobre cada uno de Los factores propios extraidos.
2-0. 26109
0.487570.49971
-0.35 267-0.009970.00434
0.87379-0.306350.61706
-0. 043910.004 160.0055 1
-0. 02509
-0. 042870.028900.027760.119080.22742
0.21764-0.365 10-0. 42365
3
-0.14597-0.04105
0.37440-0.11009
0.06618-0.03073-0. 14167
0.346360. 348590. 15 534
-0.02276-0.06349
0. 03961
-0.14476-0.38706
0.029270.304300.348440.230830. 71 9960.27702
40.25535
-0.264250.027530. 09248
0.10154-0.04 1020.06700
-0. 71 784-0.311750.03558
-0. 145 040. 03 025
-0. 01757
-0. 10933-0.002500.0165 10. 02086
0. 619170.221910.094480. 07325
225
5. GEOQUÍMICA
cristalizacióntemprana(Fig. 5.17a). A estepoío negativose le oponeel positivo(Fig.5.1%), liderado fundamentalmentepor el SiO2 y el Rb, reflejandolas unidadesmás
evolucionadasde estecomplejo.Por lo tanto, puededecirsequeel factor 1 discrñninael procesode cristalizaciónfraccionada.
El polo positivo del factor 2 está definido por el Na2O y P205 (Fig. 5.18),mientrasque el negativono presentavariablesconpesossuperioresa0.5. Estefactor,
comose puedeobservar, muestrasu mayor intensidadprincipalmenteen dos zonas,correspodiendola primera a la unidad 04, y la segundaa la (31. En cuanto a la
primera, y teniendoen cuentaquese tratade la unidad másevolucionaday rica en
Figura 5. 17 ay b. - Representaciónde losdospolosdel factor 1 sobrela cartografíageológicade la zona
estudiada.
Mapa del Factor 1 Negativo
Mapa del Factor 1 PositIvo
226
5. GEOQUÍMICA
P205, que la solubilidadde esteóxido aumentaal aumentarla alcalinidad (London etal., 1993) y queesteúltimo hecho seacentúaen las etapasfinalesde la cristalizaciónmagmáticadelos granitosperalumínicosricos en P, la cristalizaciónmasivade la albita
conllevaríatambiénla de los fosfatos, especialmentela del apatito, por lo queestaasociaciónNa2C) - P205puedeconsiderarsecorrespondientea las etapasmástardíasdela cristalizaciónmagmática.Además,segúnLondon et al. (1993),tanto el Na comoel
P puedenestaren la faseacuosaformandoNa3PC)4. Por otra parte, hay que teneren
cuentaqueestaunidad estáafectadapor una fuerte albititación y una removilización
liidrotermal del P,por lo quedichaasociaciónpuedetambiénconsiderarse,al menos
Figura 5.18.- Representacióndel poíopositivo del factor 2 sobrela cartografíageológicade la zona
estudiada.
o.
227
5. GEOQUÍMICA
en parte, debidaa estosultimas procesos. En cuantoa la segundazona, la de 61, noexistenrazonesque expliquendicha relaciónen la etapamagmática,por lo que puede
consideiarsecomoproductode la albititacióny removilizacióndel P, conposterioridad
a la cristalización magmática.Ambos fenómenoshan sido observadosen muestrascorrespondientesa las zonasafectadas.
El factor 3, en su poío positivo, señalaal U como única variablecon pesosuperiora0.5, indicandoasíla independenciadel comportamientogeoquimicode este
elemento.Quedade manifiestoen la Fig. 5.19queestefactor señalaun posibleproceso
Figura 5.19.- Representacióndel polo positivo del factor 3 sobrela cartografíageológicade la zona.
It
228
5.GEOQUIMICA
transversalal eje mayorde emplazamientode los granitos, y conaproximadamentelamismadirecciónde las fracturastardi post-hercínicasde la zona.Además,a excepción
del áreaocupadapor la unidad03, los puntosde mayorintensidadcoincidencon los
del mapa anterior, por lo que se puede interpretar como una removdizacióndel Uduranteunaetapahidrotemal.Estefactor coincideprincipalmenteconla faciesde grano
másgruesoy ocasionalmenteporfídicade03, y espacialinentecon la zonade la minade U de Casillas.Así, tanto la orientación(NE) de estefactor comosu superposición
con la zona de la mina permiten interpretarla como debida a la presencia demineralizacionesprimariasde U y a su aureolade dispersiónsecundaria.
Figura5.20ay b. - Representacióndelos dospolosdel factor 4 sobrela cartografíageológicade la zona
estudiada.
229
5. GEOQUIXIICA
En el factor 4, los elementosquepresentanun pesosuperiora 0.5 son, en el
polo negativo,el 1K, quesedistribuyeprincipalmenteen (33, 04 y en algunaszonasdeborde(Fig. 5.20ay b), y en el positivoel Li, centradoen G2. Dadoquelos elementos
involucradosen este factor tienen alta movilidad geoquímica,se sugiere que dicho
factor representaalgún procesohidrotermalde alteración,por el cual los mineralespotásicoscomola biotita y el FdK sealterarona micasblancasquepuedenalbergarLien su estructura.
5.5 CARACTERIZACIÓN GEOQUÍMICA DEL MACIZO DE CADALSO-CASILLAS DEFLORES
En el capítulode petrografíase apuntó la posibilidad de que los granitosdel
primer complejo constituyeran una serie evolutiva desde granitos biotíticos a
moscovfticos,pasandopor granitosde dosmicas. Sin embargo,el segundocomplejo,estácompuestopor un granito biotítico y por otro moscovítico, sin qu.e entreellos sehayapodidodefinir una serieevolutiva.No obstante,conel fm de tipificar los granitos
de estos dos complejos y establecersus tendenciasgeoquímicas, así como dedeterminar,en lo posible,el ambientegeotectónicode su formación,se han empleadounaseriede diagramasgeoquimicosque involucranbien a los elementosmayoreso a
los traza.
5.5.1 El Complejode Payo
De acuerdocon los diagramasmulticatiónicosde Debon y Le Fon (1983), los
granitos del primer complejo se proyectan,en el diagramaP-Q (Fig. 5.21), en el
dominio de los granitoss.s. y, en el A-B (Fig. 5.22), en el dominio de los granitosperalunxínicos- Además,de estediagramasededucelo siguiente:
a) La pendienteque se observaen el “trend” determinadopor todos los puntos esligeramentepositiva, lo que, junto con el dominio donde se proyectan, permiteclasificarloscomogranitosde la asociaciónmagmáticaaluminica.
t» La evoluciónde la mica dominante,va desdeel campodondela biotita esdominante
sobrela moscovita(unidad 01), al campodondela moscovitadomina sobre la biotita(unidades03 y 04). La unidadG2, situadaentreamboscampos,señael eslabónde
230
5. CEOQUÍMÍCA
-d-20a/3)
1 00
Figura 5.21.- Proyecciónde las muestrasde las unidades del primer complejo en el diagrama
multicatiónico Q-Pde Debony Le Fon (1983).
20
‘5
1 0¡
—5
— TV
o
Figura 5.22.- Proyecciónde las muestrasde las unidadesdel primer complejoen el diagramaA-B de
Debony Le Fon (1983).
<C/)* (02)0(03)
04)
4
o
300
PK-(Na+Ca)
—100—400 —300 —200
* (02)o(oa)ts (04)
DMg+Fe +7’i¡II
~4ÁL —<K+Na+2Ca)
—I 5
Iv
231
5. GEOQUÍ?JICA
Q
enlaceentrelas otrastresunidades.En consecuencia,considerandolas cuatrounidadesen su conjunto,se puededecirqueentreellas existeunaevoluciónclara desdela más
rica en biotita hastalas másricas en moscovita.
Por último, segúnel valor del parámetroA, las muestrasse reparten entrelasasociacionesfuertementealumínicasa muy fuertementealumínicas.
B
Figura 5.23.- Diagrama¡nulticatiónicoQ-B-F de Debony Le Fon (1983)en el que se proyectanlas
muestrasde las unidadesdel primer complejo.
En el diagramatriangularQ-B-F (Fig. 5.23), queseutiliza comocomplementodel diagramaA-E, las unidadesdel primercomplejoseproyectanen el dominiode los
granitoidesricos en cuarzo,evolucionando,segúnsu índicede color, desdegranitosmesocráticos,unidad01, hastaleucocráticos,unidades03 y 04. La unidad02 es el
punto de enlace entre las anteriores, proyectándoseen el dominio de los granitos
232
5. GROQUÍMICA
subleucocráticos.En consecuencia,estasunidades,en suconjunto,perteneceríana una
asociaciónmeso-leucocráticay son similaresa la asociaciónde LesserHimalaya.
5.5.2. El Complejode Peñaparda
Las muestrascorrespondientesa las dos unidadesconstitutivasdel segundocomplejo han sido tratadasigualmente que las del primero. Así, en el diagrama
multicatiónico P-Q (Fig. 5.24), se observaque las muestrasde estas unidadesse
proyectantambiénen el dominiode los granitoss.s.En el diagramaA-E de mineralescaracterísticos(Fig. 5.25), que las muestrasde ambasunidadesse proyectanen el
dominio de los granitosperalumínicos,y en el campodondela “moscovita > biotita”
o de sólo moscovita.La pendientede las dosunidadesesvertical. En consecuencia,deacuerdocon la pendientedel “trend” que determinanlas muestrasy el valor positivo
del parámetro“A”, ambasunidadpertenecena la asociaciónperalumínica.Por lo queserefiereal índicedealuminio, las unidadesvaríandesdefuertementealumínicasamuy
fuertementealumínicas.
<¿JGS)E(UG)
12~/
—400 —300
6” a»?)
Figura 5.24.- Proyección de las
multicatiónicoQ-P de Debony Le
muestrasde
Fon (1983).
las unidadesdel segundo complejo en el diagrama
aoo
Q
FÑr—(Na+Ca)~‘~2100—200 —100 0
233
5. CEOQUÍMICA
201
tsj Áki —(K+Na+ECct)
fi
50-74 - Iii
5 4- - -
--50
1 00
-(50
-200
BMg+Fe +Ti
Iv
Figura 5.25.- Proyección
Debony Le Fon (1983).
de las muestrasde las unidadesdel segundacomplejoen el. diagramaA-B de
En el diagrama triángular Q-B-F (Fig. 5.26), la mitad de las muestrasseproyectanpor debajode la línea crítica tonalita-granito,y la otra mitad por encima,peromuy cercade ella. Por lo tanto, estasunidadespuedenconsiderarsecomopobres
en cuarzoa nonnalesen cuarzo.
Por último, seha utilizadoel diagramaRb-(Y+Nb) de Pearceet al. (1984)paralas 15 muestrasanalizadasparaNb y en las que estánrepresentadastodaslas unidadesquecomponenel macizode Cadalso-CasillasdeFlores.En dichodiagrama(Fig. 5.27),
los dos complejosseproyectanen el campode los granitossin-colisionales.
O(U5)ú<06)
234
SGEOQUÍ IICA
B
Figura 5.26.- Diagraxna multicatiónicoQ-B-P de Debon y Le Fon (1983)
muestrasde las unidadesdel segundocomplejo.
loo
10
.0
o
en cual se proyectan las
¿z(G/)* (G2)0(03)‘15 (04)Q(05)E(C6)
00
Figura 5.27.- DiagramaRb vs (Nb+Y) de Pearceet al., (1984)en el quese representan15 muestras
pertenecientesa amboscomplejos.
t0•
Ma 4-Y
235
5. GEOQUÍMICA
5.6. GEOQUÍMICA DE LOS ELEMENTOS DEL GRUPO DE LAS TIERRA RARAS
Enlas tresUltimas décadas,los trabajosrelacionadosconla naturaleza,el origen
y la evolución de los magmas,y apoyadosen la interpretaciónde los elementosdel
grupo de las TR, han proliferado de maneraespectacular.En los más antiguos,dominabala ideade que las TR formabanpartede los mineralesesencialesde la roca,de maneraquegeneralmentesetratabancomoelementosincompatibles,en la mayoríade los procesospetrogenéticosígneos.Esteplanteamiento,queproporcionaresultados
aceptablesen magmasde composiciónbásicao intermedia,no lo haceen el casode losmagmasfélsicos,ya que en ellos, las TR se comportancomoelementoscompatibles,
diferenciándoseen los mineralesaccesorioscomo la allanita, la esfena,el apatito, elzircón, la monacitay la xenotima(Fourcadey AlIegre, 1981; Miller y Mittlefehldt,1982; Gromety Silver, 1983; Muttlefehldt y Miller, 1983; Friedrich. 1984; Montel,
1986; Rappy Wattson, 1986; Cuneyy Freidrich, 1987; Wardet aL, 1991; Casillasetal., 1991;JianXin y Cooper, 1993).Así pues,en las rocasgraníticas,pareceevidentequeel contenidoy el comportamientode las TR, exceptuandoel Eu, dependeráde lacantidady la asociaciónde mineralesaccesoriosexistentesen dichas rocas.
Por otraparte,el estudiodel comportamientogeoquímicode estoselementosen
rocas graníticaspermiteestimarcuales son los mineralesaccesoriosresiduales,ricosen TR, despuésde la fusión parcial (Hanson,1978) y, de maneramenosaproximada,la secuenciade cristalización de los mineralesaccesoriosricos en estaselementos.
Además,sirvenparaapoyarlas aproximacionespetrogenéticasrealizadasen basea los
elementosmayoresy trazas.A esto sepuedeañadirel papel delBu comoindicadordela fo2 en los procesosígneos.
En magmasde composicióngranítica, el comportamientode estos elementosdependedel de los mineralesaccesorios,el cual, dependea su vez, de las condicionesfisico-quimicasdel magma.Así, las TR tienenun comportamientocompatibleen losmagmasgraníticosperalumíicoso metalumíicos,mientrasque sucomportamientoesincompatibleen los magmasperalcalinos(Cuneyy Friedrich, 1987).
236
5. GEOQUÍMICA
5.6.1. Contenido y comportamientogeoquimicode las TR en el macizode Cadalso-
Casillas de flores
Como se ha visto en el capítulode químicamineral, los mineralesaccesorioscomo la monacita,xenotimay el circón secomportande maneradistinta en los dos
complejosestudiados.Así, en el primero, su abundanciadisminuyeconla evolución,mientras que en el segundo aumenta. Además, puesto que dichos minerales,
concretamentelos dosfosfatos,son los quealbergancasi la totalidadde las TR en estas
rocas, su comportamientocondiciona,a suvez, el de dichoselementos.
En efecto, como se puede ver en la Tabla. 5.10, el contenidototal de TR
disminuyedesde 01 a 04 en el primer complejo, mientrasque, por el contrario,aumentaen el segundodesde05 a 06 y de esta última a G7A, aunquela diferenciaentrelos dos últimos seamínima.
Tabla 5.10.CONTENIDOSMEDIOS Y RELACIONESLa/La, La/Sm, Ud/tu yEu/Eu~DE LAS UNIDADES DEL MACIZO DE
CADAtSO-CASILLAS DE FLORES
Umdad Media (xl La/Li. Ls/Sn, Gd/Lu Eu/Eu
Ql 190,55 11,75 2,7 2,3 0,47
62 145 11,69 2.4 2,87 0,45
03 70,5 14,67 2,25 4 0,43
04 45 10 2,04 3,8 0,42
65 77,61 24,75 2,56 5.52 0,4
66 118,7 39,8 2,5 7,97 0.4
120,5 20,6 2,04 6,2 0,44
Esta diferenciaen el comportamientode las TR en los dos complejoses, enprincipio, contradictoriacon el hechode que ambosestánconstituidospor granitos
peralumínicospobresen Ca. No obstante,la aparentecontradicciónpuedeexplicarse,
como ya se ha dicho, por el comportamientodiferente de los mineralesaccesorios,
237
5. GROQUIMICA
concretamentede la monacitay la xenotima,mineralesque cristalizanprobablemente
en condicionesfísico-químicasdiferentessegúnel complejo.
La concentraciónde lasTR en las diferentesunidadesdeamboscomplejosy lasrelacionesLa/Lu, LaISm, Od/Lu y EuIEu*, normalizadosa los valoresdel condrito CIde Anders y Ebihara (1982) están recogidos en la Tabla 5.10 y los espectros
correspondientesen las Figs.5.28y 5.29.
Deacuerdocon estosdatos,sepuededecir queen el primercomplejo:
- La sumatotal de lasTR analizadastiendea disminuir, enel primercomplejo,
desdeel granitomásbásico(01)hastael granitomásdiferenciado(04).
- Los espectrosnormalizadossonparalelosentresí (Fig.5.28), lo que esuna
consecuenciade que el fraccionamientode las TR es similar en todas las unidades
graníticas.
- Los espectrossoncasiplanoso muestranun fracionamientomoderadode las
1 oj
102
1¾
-4
s(G/)* (672)o ( ca).~ (674)
Ce Sm Cd Er Kw
1Lo
Figura5.28.- Espectrosde
Andersy Ebihara(1984).
Md Eulas TR de las unidades
57del primer complejo,
Y hnormalizadosal condritoCl de
TR.
238
5. GEOQUÍMICA
- Presentansiempreunaanomalíamoderaday negativade Eu.
En el segundocomplejo:
- El contenidototal delas TR analizadasaumentadesdela unidad05 a la 07A.
- Los espectrosnormalizadossonparalelosentresí (Fig.5.29),y diferentesde
los del primercomplejo.
- Las unidadesdel segundocomplejoson relativamentemáspobresen ThP y,por lo tanto, la relaciónLa/Lu es másaltaqueen las del primercomplejo.
- La anomalíade Eu estambiénnegativay el trazadodelosespectrosestambién
el típico de los granitosperalumínicosde tipo “S”.
Dichosespectrossoncaracterísticosde los granitosperalumínicosdel tipo “S.”
(Muecke y Clarke, 1981; Mittlefehldt y Miller, 1983; Holtz, 1989; Holtz y Barbey,1271v ~ y vina~cta, 1YYZ, y 41411 XIII y kUUpCI, IYYJ).
10
10
a
2
‘Y’
10
1
0(675)0(676)* ( G 7A)
Lo Nd Eu Dy Yb
Figura 5.29.-Espectrosde las TR de las unidadesdel segundocomplejo,normalizadosal condrito Cl
de Anders y Ebihara(1984).
Ce 3m Cd
239
5.GROQUIMICA
El aumentodel total de las TE. analizadasdesdeG5 a 07A es contrario a lo
esperado,ya que segúnlos criterios de campo,la unidad05 es la merlosdiferenciadade las quecomponenel segundocomplejo,por lo quela primeradeberíaser la másrica
en TE.. Sin embargo,enel estudiomineralógicorealizadomedianteMEB seobservéla existenciade una mayor concentraciónde mineralesaccesorios,entre los que seencontrabanlos responsablesdel fraccionamientode las TR, incluidosen los mineralesesencialesde cristalizaciónmástardía,comoel cuarzo,la albita y la moscovita.
Un comportamientoigualmentecontradictoriode las TE. ha sido observadoen
algunasaplitasasociadasal SweetWaterWash Granite, en el SE de California, porWark y Miller (1993).Estosautoresmostraronque la aplita más pobreen Ba y Sr y
másrica en Rb, por lo tanto másevolucionada,erala másrica en TE., contradicciónque atribuyerona una posible acumulaciónlocal de fasesaccesoriaso a una ligera
diferenciaen el procesode fraccionamientoentrela aplita menosy másdiferenciada.
No obstante, en el caso aquí estudiado, la primera interpretaciónpuede
descartarsepor ser las muestras analizadasrepresentativasde ambas unidades y
composicionalmentemuy similaresentresí. Por otra parte, comoya se indicó en el
capítulode químicamineral, la altaconcentraciónde los mineralesaccesoriosricos enTE. incluidosen los mineralesesencialesdecristalizaciónmástardía, indicabala mayor
solubilidadde aquellosen el magmageneradorde estasdos unidadesy el afloramientodeVillar de flores (G7A). Por ello, sesugierequeel comportamientocontradictorio
observadoen las TE. de estasúltimas sedebe,por un lado, a la mayor solubilidaddelos mineralesaccesorios,que consecuentementeaumentanla concentraciónde estoselementoshaciala unidadmásevolucionada,y por el otro, a ligerasdiferenciasen el
procesode cristalizacion.
En resumen,el estudiode las TE. indicaqueel primercomplejo seoriginó por
un procesode cristalizaciónfraccionada,en el queel comportamientocompatiblede lasTE. estuvocontroladopor la cristalizaciónde los mineralesaccesoriostales comola
allanita (sólo en 01), la monacita,el circón, y el apatito (Hanson,1978; Mittlefehldty Miller, 1983; Freidrich, 1984; Henderson,1984 y Le Fort et al., 1987).Además,
según Fredriech y Cuney (1987), en magmasperalumínicos, la solubilidad de lamonacita,el circón y el apatito es bastantebaja, cristalizandomuy precozmentey
240
5. GEOQUíMiCA
originandoel empobrecimientoen TE. del fundido.
Deacuerdoconel estudiomineralógico,los mineralesaccesoriosquecontienenla mayor cantidadde TRL y TRP son la monacita y la xenotinia respectivamente,mientrasque, en el apatitoy el circón, estoselementosestánpor debajodel límite de
detecciónde la técnicaanalíticaempleada.Por tanto, los dosprimerosfosfatosson los
que, en principio, debenser los mineralesmásactivosen el fraccionamientode las TE.
del magmay, consecuentemente,los responsablesde la disminuciónde la concentraciónde estoselementosdesdela unidadmenosa la másdiferenciadadel primer complejo.
Por otra parte, la anomalíanegativade Eu es indicativo de la presenciade plagioclasa
en el residuode fusión, al menosen la unidad01.
En el segundocomplejo,el aumentodel contenidoen TE. desde05 a G7A y su
comportamientosimilar puedenindicar la diferenciaexistenteentreel comportamiento
de la monacitay la xenotiniaen amboscomplejos.De estaforma, mientrasque en elprimero ambos minerales accesorios son generalmenteprecoces, causando la
disminución de las TR con la diferenciación, en el segundo,ambosmineralessontardíos, dandolugara quetanto éstoscomo las TE. aumenten.
Por otra parte, la concentraciónmás baja en TRP de las unidadesde este
segundocomplejopodríaexplicarsepor la existencia, en el residuode la fusión, demineralescomoel granate,la xenotimay el circón, ricos en TRPen comparacióncon
el primercomplejo.
El contenidoy comportamientode lasIR en lasunidadesgraníticasconstitutivas
de los dos complejosestudiadospermitenestablecerlas conclusionessiguientes:
1.- El comportamientoy fraccionamientode las TR, a excepción del Eu, están
controladosprincipalmentepor la monacitay la xenotima.
2- El hecho de que los espectrosobtenidosen cadaunidad sean igualesentre sí ydiferentesa los de las otras unidadesconfirmala existenciade distintasunidadesencadacomplejo.
241
5. GEOQUíMICA
3- El paralelismoentrelos espectrosde las unidadesdecadacomplejo,la disminucióndel contenidoTR en el primero y el aumentoel en segundo,a medidaqueavanzalaevolución,podríanser indicativos,por un lado, del cogenetismode las unidadesqueintegrancadauno de los complejos, y por otro, de las diferencias existentesentre
amboscomplejos,tantoen lo quese refierea la fuentecomoal procesoevolutivo.
4- Los espectrosson típicos de los granitosde tipo “S”.
5.7 CONCLUSIONES.
El estudiogeoquimicorealizadoconfirma la existenciade los dos complejos
graníticos,asícomode las unidadesintegrantesde cadauno de ellos.
Los valoresde la relaciónmolar A1203/(Na2O+K20+CaO)>1.5, el corindónnormativo > del 2%, el rangolimitado de SiO2 65-76.4%y los espectrosde las IRindican queamboscomplejosestánconstituidospor granitosdel tipo S de Chappelly
White (1974).
El contenido elevadoen P205, así como su comportamientogeoquímicosontambiéntípicos de los granitosperalumínicosdel tipo 5 (Bea et al, 1992; London et
al., 1989 y Londonet aL, 1993).
El valor de la relaciónK20/E.bdisminuyeal aumentarel gradode evolución enamboscomplejos,y coincideconla secuenciadecristalizaciónestablecidapormétodos
de campo.
En el diagramaRb-(Y+Nb) amboscomplejosseproyectanen el campode los
granitossincolisionales.
Las diferencias existentesentre los dos complejos diferenciados,puestasdemanifiestoen los capítulosde petrografíay químicamineral,semanifiestantambiénensuscaracterísticasgeoquimicasy puedenresumirsede la manerasiguiente:
(a) Muchos elementosmayores y traza presentanun comportamientogeoquimicodiferenteen amboscomplejos.Así, mientrasqueen el primero el Mg, Ca, Fe, Ti, Sr,Ba y IR disminuyeny el Rb aumentaclaramentecon la evolución,en el segundoestas
242
5. GEOQUÍMICA
tendenciasno se apreciano son contrarias.Así, no se observanvariacionesen los
elementosmayoresy trazacitados,salvo en el Rb y las IR, que aumentandesdeGS
aG6.
(b) En los diagramasde variación y en los interelementalesdel primer complejo seobservaun “trend” evolutivo único,por el contrario, en el segundocomplejo, domina
la dispersiónde puntos.
(c) Los contenidosenM203, Nb y K20 sonmásaltosen el segundocomplejo,mientras
que los de CaO, Y y SiO2son másbajos.
(d) En el diagramaQ-B-P, las mayoresdiferenciasse manifiestanen el contenidoencuarzo.Así, el primer complejoseproyectaen el dominio de la asociaciónalumínicarica en cuarzo,mientrsqueel segundolo haceen el dominiode los granitospobresen
cuarzo.Por otra parte, en el diagramaA-B de mineralescaracterísticos,la pendiente
del primer complejo puede considerarseligeramentepositiva, mientrasque la del
segundoesvertical.
Las únicassemejanzasexistentesentrelos doscomplejosconsistenenqueambos
pertenecenala asociaciónaluminopotísica,o a los granitosdel tipo 5 o a los dela seriede la ilmenita.
243
Cap itulo 6
GÉNESIS Y EVOLUCIÓN
6 GENESIS y EVOLUCION.
6. GENESIS Y EVOLUCIÓN
Conel estudiopetrogenéticose ha pretendidoconocer,en lo posible,a travésdel estudiopetrográfico,mineralógicoy geoquímico,la composiciónmineralógicadela rocafuente,las condicionesfisico-químicasdurantela fusiónparcialy la profundidad
y el modo de emplazamientodel macizo estudiado.Así mismo, son objetivosde esteestudioel conocerlos procesosde diferenciaciónresponsablesde los tipos de rocas
generadasy el papelde los procesosposterioresa la cristalizaciónmagmática.
6.1 El COMPLEJO DE PAYO
6.1.1 Naturaleza de la roca fuente
Aunquecualquierintentopara dilucidar la naturalezade la roca fuentetropiezacon la variedady complejidadde los factoresfisico-químicosque intervienenen la
generación,diferenciacióny posterioralteraciónde las rocasresultantes,los hechosdeobservaciónquea continuaciónse citan puedenservir, al menos,paraaproximarsea
deducirla naturalezade dicha roca fuente:
a) En todas las unidadesde estecomplejoel corindónnormativoes > 2%.
b) Casi todaspresentanmoscovitaortomagmática.
c) En casi todas,la andalucitaes tambiénde origen magmático.
d) Presentanmineralesaccesoriostales comomonacita,uraninita, xenotima,ilinenitay sulfuros.
Todas estas característicasson indicativas de la peraluminosidaddel magma
(Miller et al., 1981), y la última representala paragénesistípicade las rocasgraníticasperalumínicaspobres en CaO (Cuney et aL, 1979; Pagel, 1981 y 82; Cuney yFriedrich, 1987).
Por otra parte,en el diagramaA-B de Debon y Le Fort (1983), todaslas rocas
244
6. GÉNESIS Y EVOLUC7ON.
seproyectanen el campoperalumínico,y dadoqueel valordel parámetro“A” escasisiempre superiora 40, alcanzandoen muchasmuestrasvaloressuperioresa 60, los
granitos de este complejo puedenclasificarseentre los muy peralumíicosy losaltamenteperalumínicos.Este caráctergeoquimico,junto con la presenciade ilmenita
y la ausenciade magnetita,sugierenque el magmaoriginario derivó de una fuentesedimentariarica en aluminio (Chappell y White, 1974; Ishihara, 1977; Miller y
Bradhfish,1980; Clemensy Wall, 1981; Kistleretal., 1981;Leey Christiansen,1981;Price, 1983 y Sevigneyet al., 1989).
El carácter sedimentariode la roca fuente queda tambiénreflejado por la
presenciade uraninitay sulfurosortomagmáticos,ya queestosmineralesy la ilmenitasontípicosde magmasgraníticosgeneradosencondicionesde bajafo2, queson los quesederivande rocassedimentariasricasenmateriacarbonosa.Tambiénel contenidoalto
en P y su comportamientogeoquimico anómalopuedenser característicosde los
granitostipo “5” (Beaet al., 1992 y London et al., 1993).
Por otraparte,el contenidoen NaCO, variableentre2% y 3.5%, CaO <1.5%
el rangolimitado del contenidoen SiO2, variableentre65% y 76.4%,la asociacióndeandalucita,moscovita,asícomolas concentracionesen Rl,, Sr y Ba sonconcordantes
con los criterios dadosporMiller (1985)para identificar los magmasderivadosde una
fuentepelítica.
Por todo ello, sepuededecir que la roca fuentedel magmagraníticoquediólugaral complejode Payopudo sersedimentariay con composiciónpelítica.
6.1.2 Condicionesdefusión
Segúnel “trend” observableen los diagramasbilogaritmicos [Rb vs Sr] y [Rbvs Ba] (Fig. 6.1 a y b), los granitosestudiadossehabríanformadopor fusión parcial
(Arth, 1976 y Cocherie, 1986). Además,dado que la presenciade H20 libre espocoprobablea las presionescorrespondientesa zonasbasicorticaleso intermedias,debidoa la bajaporosidadde las rocas metamórficasen dichascondiciones(Etheridgeet al.,
1984), la fusiónparcialtendríalugar bajocondicionesanhidras.En estemismosentido,
245
6 GENESIS Y EVOLUCION.
Clemensy Vielzuef (1987); Vielzuef y Holloway (1988); Clemens(1990) y Patino
Doucey Johnston(1991)consideraronquela anatexiacorticalseproducegeneralmenteen condicionessubsaturadasen1120.Así mismo,Didier (1973) sugierequelos fundidosresultantesde la anatexiacortical, generadosbajo condicionesde saturaciónen 1120,
formaríanmacizosautóctonoso migmatitas.
s(c¡) 1000v*(672) - A
0(673)‘t<674)
roo- a)A
zz A’
410 lOOv
,ooo roo roooRb Rb
Figura6.1 a y b.- DiagramasbilogarftniicosRb-Sry Rb-Ba de las muestrasde las unidadesdel primer
complejo.
Por otro lado, la pendientenegativadel “solidus” saturadoen 1120 dificultaría
queesteascendiera,sin cristalizar, hacianivelesaltos de la corteza(PatinoDouceyJohnston, 1991). Por lo tanto, los granitoides emplazadosen niveles corticales
superioresa los de su zonade fusión sedebengeneraren condicionessubsaturadasen
1120.
Así, considerandouna roca fuente de composición pelítica y condicionesánhidras,la fusion parcial tendríalugar en dos etapas(Harris y Inger, 1992; Vielzuef
y Holloway, 1988; Le Breton y Thompson 1988). En la primera, la fusión se
produciría,por la deshidrataciónde la moscovita,segúnla reacción:
Mos + AI,SiO, + Plag + FdK Fundido+ Grt + FdK [11,
y en la segunda,por la deshidrataciónde la biotita, segúnla reacción
fiat +AI,SiO, + Plag + FdK — Fundido + Grt +FdK [2).
3<
246
6 GENESIS Y EVOLUCIoN7
No obstante,los fundidosgeneradospor la fusión incongn¡entede la moscovita
suelenserricos en1120 (Burnham,1967;Harrisetal., 1970;Thompsony Algor, 1977;
Thompsony Tracy, 1979; Clemenes,1984) y volumétricamenteescasos.Es decir,inferior al 10% (Burnham, 1967; Clemenes,1984), o al 11% (Clemenesy Vielzuef,1987), o al 15% (Harris y Inger, 1992) de la roca originaria,pero en cualquiercaso,
siemprepor debajodel “Reological Critical Melt Fraction” (R.C.M.F) (Arzi, 1978;
Van Der Molen y Paterson,1979). En consecuencia,los magmasgeneradospor lareacción[1], ricos en 1120 y escasos,ascenderíancon dificultad sin cristalizary, porlo tanto, de acuerdocon Vielzuef (1984), daríanlugar a vetas, bolsadaso plutones
pequeñosque, en casode segregarse,sucapacidadde ascenderseríacasi nula.
De acuerdocon estos datos, y con el carácteralóctonoy las dimensionesdelmacizo aquí estudiado, se podría admitir que el magma originario se produjo
fundamentalmentepor la reacción[2].
SegúnFroese(1973),Bohlen y Essence(1979) y Phiflips y WaIl (1979), esta
reacción,enuna roca de composiciónpelítica,tiene lugaren lascondicionesdeP y Taltascorrespondientesa las faciesde las anfibolitas,o en las condicionesde Py 1bajasde las faciesde lasgranulitas.Deestamanera,la fusionparcialde la biotitaseiniciaría
a 760W, alcanzandoun gradode fusión bastantealto a los 850W y IOKb (Le Breton
y Thompson, 1988). En unas condiciones similares a estas últimas, Vielzuef yHolloway (1988)fundieronel 50% de un gneis. Sin embargo,la presenciade restosde
cordierita,probablementerestítica,en lasunidadesmenosdiferenciadas,sobretodo enla 01, la ausenciade granatey el hecho de que en los espectrosde las IR no seobserveel efectoqueproduceel granateresidualen la fuente(Hanson,1978), inducen
apensarque la fusiónparcial seprodujo en condicionesde bajapresión.
Clemensy Vielzuef (1987), refiriéndosea la fusión parcial en condicionesdebajapresión,indicaronque, en unarocapelítica y en condicionesanhidras,la reacción
[1] seinicia a 665”C a SKb, dandounatasadefusióndel 6%, mientrasquela reacción[2], ala mismapresión,seinicia a850W. De estamanera,la sumade la tasade fusiónde ambasreaccionespuedealcanzarel 50% de la roca originaria, a temperaturasen
tomo a 862W. Además,segúnestos últimos autores,la tasade fusión esmásalta a
247
6. GENESíS Y EVOLUCION
presionesmás bajas, ya que los fundidos aluminosiicatadosdisuelvenmás 1120 a
presionesmás altas (Bumbain, 1979). E grado de fusión, en estas condiciones,esbastantesuperioral RCMF, y paraArzi (1978),Van Der Molen y Paterson(1979) yWigham(1987) lasfraccionesde fundidosuperioral RCMF puedensegregarse,migrar
y ascender,incluso en condicionessubsaturadasen H20 y viscosidadesaltas.
Por otraparte,Clemensy Vielzuef(1987),Vielzuef y Holloway (1988)y Pabilo
Doucey Johnston(1991) indicaronquees pocoprobablequeseproduzcaunatasadefusión importantea temperaturasinferioresa 850
0C, si el único aguaquehay en elsistemaes el de los mineraleshidratados.
En conclusión,sepodríadecirquela fusiónparcialde la roca fuentetuvo lugarbajo condicionesanhidras,a unapresión <5Kb y unatemperaturacomprendidaentre
665 y 865W.
6.1.3 Profundidady mecanismodeemplazamiento
Como ya se ha indicado, el complejo de Payo está constituido por cuatrounidadesprincipales,que indujeronen el CEO un metamorfismode contactode grado
bajo, con desarrollo incipiente de cordierita y, muy ocasionalmente,de andalucita.Además, la presenciade enclavesgneíssicosque, aunque muy escasos,han sidointerpretadoscomorestíticoso, al menos,de mayorprofundidad(por no aflorarrocasde esta naturalezaen la zona de estudio), así como la presencia de cavidadesmiarolíticas indicativasde presioneslitostáticasmuy bajas, sugierenque las unidades
de estecomplejopodríanseralóctonas.
El magmagranítico resultantede la fusión parcial,dada la forma y orientaciónde las unidades del primer complejo, ascenderíaa través de fracturas y fallaspreintrusivas,para emplazarseen niveles altos de la corteza. Este modelo fué ya
propuesto por Gen (1970), para los granitos de Guarda y otros de la zonacentroseptentrionalde Portugal, y por López Plaza (1982), para algunoscuerpos
graníticosde la PenillanuraSalmantino-Zamorana,incluidos los aquíestudiados.
Por otra parte,dadoel carácterzonadode las unidadesdel complejode Payo,
se han tenido en cuentaotros modelosexistentesen la literaturapara explicarmejor
248
6. GENESIS Y EVOLUCZON.
dichoaspecto.
Así, si setieneen cuentael modelode diferenciaciónpor gravedad,acoplado
con elascensodelfundidoy losvolátiles (¡Ademany Chappell1979;Kleemany Twist
1989), en la masa granítica se generaría un zonado vertical, acompañado
ocasionalmentepor discontinuidades composicionales, debidas a la ruptura y
fracturacióndel techode la cámaramagmática,por al ascensode la faseresidualricaen volátiles.
Si seconsiderael modelode SawkaetaL, (¡990), la cristalizaciónempezaría
por los bordes, en el contacto con las paredes,y se generaríaun fundido másdiferenciadoen el límite entreel bordecristalizadoy el centrode la cámaramagmática
no fraccionado.Dicho fundido subiríahaciael techode forma sucesivay seformaríaun zonadohorizontaly vertical. Dadoqueestosfenómenosno hansidoobservadosen
el complejode Payo,sepuededecir queestosmecanismosno debieronserimportantes
en suemplazamientoy diferenciación.
Por último, considerandoel modelo de cristalización y acumulación
preferencialde los cristales en los bordesy desplazamientoprogresivodelfundido
haciaal interior (BatemanyNockleberg1978;Batemany Chappell1979), sellegaríaa unaestructurazonadaen la horizontalal menosparecidaala quepresentael complejode Payo. No obstante,aunqueexiste la posibilidadde que en una misma cámara
magmáticaactuenmásde un mecanismo,el establecimientode un modelo conceptualque explique el emplazamientodel complejo de Payo requieretener en cuentalos
siguientehechosde observación:
- El zonadohorizontaldel complejo.
- Los contactosprincipalmentegradualesentre las unidadesy, ocasionalmente,con
bordesde grano másfino.
- La ausenciade discontinuidadescomposicionales,salvo en los diferenciadosfinales.
- La presenciade enclavesgraníticosen las unidadesG2 y 03.
- La existenciade faciespegmo-aplíticasen la unidad04.
- La presenciade cúpulasmuy diferenciadasy de tamañomuy reducidosobre las
249
6. GENESJS YEVOL UCION.
unidades02 y 03.
Así, de acuerdocon estosdatosde observacióny los datosquímicos,sesugiereque el mecanismode intrusión y diferenciaciónpudo ser semejanteal del último
modelo. Deestamanera,el magmaseemplazaríaenel nivel estructuralactual,conunaproporciónpequeñade materialrestítico, constituidopor circón, monacita,enclavesyquizásalgo de núcleosde plagioclasa.La cristalizacióndel magma,“in situ” y desde
los bordes,tendríalugarde la siguientemanera:
(1) Cristalización del magma desdelos bordes y desplazamientodel fundido másdiferenciadohaciael interior, generándoseasíla unidad01 (Fig. 6.2 a).
Figura 6.2 a y b. Esquemailustrativode ¡a evolucióndel primer complejo.
250
6. GENESIS Y EVOLUCTON.
(2) De igual maneracristalizaría el magma restante(Fig. 6.2 b), que estaríamás
enriquecidoenH20y volátiles. Asf, aumentaríalapresióny seconseguiríala expansión
del magmay la rupturade laszonasde bordey techo,dandolugara quela unidadG2sepusieraen contactoconla roca encajantey arrastranenclavesde la unidad01, taly comoseobservaenel campo.Además,enestaetapa,la cámaramagmáticaalcanzaría
posiblementesus dimensionesactuales,aunquela cartografíarealizadano recojatodala superficie que ocupan estos granitos y, por tanto, no dé una visión global del
conjunto.La existenciade la unidad01 en las cercaníasde la localidadde Rendo,enPortugal,confirmael zonadolateraldel macizoy apoyael modeloevolutivo adoptado.
Figura6.3 a y b. Esquemailustrativo de la evolucióndel primer complejo.
(a)
Y
(b)
252.
6. GENESIS Y EVOLUCION.
(3) Repeticióndel procesoanterior(Fig. 6.3 a), pero con rupturapaxcial de la cortezasólida formadaprincipalmentepor la unidad02. Así, seexplicaríanlos enclavesde02en 03. Además,las franjas estrechasque con tamañode granomás fino seobservan
en algunos puntos del contacto entre 02 y 03, podrían ser el resultado de lafracturaciónparcial de dicha cortezasólida y de la introducciónde partedel magmaatravésde ella. La pérdidade calor en dichaszonasgeneraríalos bordesestrechosde
granomásfino, mientrasqueel restodel contactoseríagradual,ya que la unidad02actuadacomounamantatérmicasobreel magmaquedió lugara la unidad de 03.
(4) Repeticióndel últimoproceso(Fig. 6.3 b), rompiéndoseparcialmentetambiénlos
bordesde la unidad03 y poniéndoseparcialmenteen contactola unidad04conla 02.El fundido residual, despuésde la cristalización de 04, sería rico en volátiles y
ascenderíahaciael techode la cámara,dando lugara las bolsadasy diquespegmo-aplíticos. Las cúpulas más diferenciadasque aparecen sobre la unidad 02 yrepresentadaspor las muestras(n0 210 y 215), así como otros afloramientosno
cartografiables,posiblementeno representenel fundido residualgeneradodespuésdela cristalizaciónde todo el complejo, sino proporcionespequeñasdel fundido residual
generadodespuésde la consolidaciónde cadaunade las unidades.
Estahipótesisestábasadaen la distribuciónirregular de las cúpulas,asícomo
en las diferencias químicas existentesentreellas y la facies pegmo-apliticade 04,representadapor la muestra(n0280),el afloramientode Villar deFlores, representado
por la muestra(258) y entreellas mismas(Tabla6.1).
De acuerdocon los datosde dicha Tabla, la muestra280podríarepresentarel
fundido residualde 04, mientrasquelas dos de la cúpulaspodríancorrespondera los
líquidos residualesprocedentesde las unidadesanteriores.Por último, la muestradelgranitode Villar de flores essimilar a los granitosdel complejode Peñaparda.
6.1.4 Diferenciacióndel magmadel complejodePayo
La diferenciacióny, en estecaso,la cristalizaciónfraccionadadel magmapuede
discutirsecombinandolas observacionesde campoy de microscopio,con los datos
252
6. CENESJS y EVOL liCTOR.
quimicosde los mineralesy de la roca total. La disminuciónde la biotitay el aumento
de la moscovita desde 01 a 04 podría considerarsecomo el resultado de una
COMPOSICIÓNQUÍMICATabla6.1
DE LA FAcIES AI>LOPEGMATÍTICA Y LOS AFLORAMIENTOS DE <37O
Oxido. a0 210 no 215 no 280 n0258
SIC, 74,5 76,4 73,1 70.59
AI,O, 13,1 12,8 14,2 15
C•O 0,38 0,23 0,27 0.44
1,6 1,1 0,92 2.37
MgO 0,16 0,!! 0,10 0.48
MaO 0,04 0,02 0,04 -
N,O 3,4 2,5 4 2.58
I<,O 4,3 4,2 4,3 5.34
0,4 0,26 0,56 0.38
TiC, 0,14 0,13 0,03 0.3
Ba <10 14 10 255
Sr <5 6 32 63
Rb 481 383 780 375
Ce 13 14 15 52.23
La 5,3 <5 <5 23.85
Y 5 5 <5
42 41 32 101
Th 2 3,5 <2 14.87
U ¡4,8 29,3 20,3 11.8
cristalizaciónfraccionada,en la que la biotita es, sin duda, uno de los mineralesmásimportantes.Por otra parte, las observacionesmicroscópicasponende manifiestola
253
6. GENESIS Y EVOLUCION.
disminución, en el mismo sentido, de la abundanciarelativa de varios minerales
accesorios,como la monacita,el circón y la ilmenita.
Los análisis químicos realizadosen diferentesmineralesrevelan
(a) El aumentode la relaciónFe/Fe+Mgen la biotita desde01 a 04.
(b) La disminución de la concentraciónde Ti en la estructurade las moscovitasmagmáticasdesde02 a04.
(c) La disminucióndel porcentajemáximode anortita(An %) en la piagioclasade lasunidadesdel primercomplejo desdeQl a 04.
(d) La variacióncomposicionaldelos diferentescirconesanalizadosponede manifiesto
quealgunoselementosde estemineralaumentana medidaqueavanzala evolucióndela roca a la quepertenecen.A este hechohay queañadirque la composiciónquímicade las diferentescapasde un circón zonado,incluido en la biotita de 04, essimilar ala de los circonesno zonadosincluidos en la biotita de (33, por lo quesesugiereque
estoscirconescrecieronapartir delmismomagma,siendoincluidos en la biotita en una
etapaprecoz.
En cuantoala químicade la rocatotal sepuedendestacarlos siguienteshechos:
(a) Existeunadisminuciónprogresivadelos contenidosen Fe2O31,MgO, T102, Sr, Ba,Zr y Th, desde01 a 04.
(b) Se observauna correlaciónpositiva entrelos paresBa-Sr, Ca-Sr,Y-Ti y negativa
entreRb-Sr, ademásde lascorrelaciones,tantonegativascomopositivas,quemuestranlos demáselementoscontrael Fe2O3~,(Figs.5.9,5.11, y 5.16).
(c) En el diagramatriangular[Rb-Sr-Ba]Fig. 5.15, existeuna tendenciahaciamayorgradode evolucióndesde01 a04.
(d) Existe una disminuciónde la S~ TR desde01 a G4 y unagran similtud entrelosespectrosde las distintasunidades(Figs.5.28y 5.29).
(e) Las diferentesunidadesevolucionandesdetérminosmuy ricos en biotita atérminosncos en moscovita,y desdeíndicesdecolor mesocráticos(01) asubleucocráticos(02)
254
6. GENESIS Y EVOLUCION.
y leucocráticos(03 y (34).
(O La patatade los diagramasbilogarítmicos [Rb vs Sr] y [Rb vs Ba] es típica de unprocesode cristalizaciónfraccionadaapartir deunamismafuente(McCarthyy Hasty,
1976 y Cocherie, 1986).
De todo lo expuesto,sepuedededucirquelas unidadesqueintegranel complejo
de Payosonel resultadodeuna cristalizaciónfraccionadacontinuadadesde(31 a 04,
y dominada,principalmente,porel fraccionamientode los mineralesesencialescomo
la biotita (disminuciónde] Fe,Mg, Ti y Ea), la plagioclasa(disminucióndel Ca, Sr y
Eta), el FdK (disminucióndel Ba), y por los accesorioscomola monacita(disminución
de las flL y el Th), ilmenita (disminucióndel Ti), circón (disminucióndel Zr) y
xenotima (disminuciónde las TRP e Y). Así, la cristalizaciónfraccionadade estos
mineralesdaríalugar, de formaprogresiva,a un magmaresidualcadavez máspobre
en dichoselementos,tal y como se observaen la evolución químicade estasrocas.
Además,el cambioprogresivoen lacomposiciónde los mineralescristalizados(biotita,
moscovita,plagioclasay circón) y de la roca, a medidaque avanzala evolución y
desciendelatemperatura,indicanquelas diferenciascomposicionalesobservadasen las
unidadesdeestecomplejono sonel resultadodeun procesodedesmezclasólido-liquido
(Chappellet al., (1987), sino uno de cristalizaciónfraccionada.
Así, amodo de resumen,sepodríadecirquelas unidadesdel complejode Payo
(01 a 04) son cogenéticasy el resultadode una cristalizaciónfraccionadadesdela
primeraa la última. Porotra parte,de los afloramientosagrupadosen 07, el granito
de Vrnar deflores no pertencenaa estecomplejo, sino el dePeñaparda,mientrasque
el resto se habríandiferenciado,principalmente,del magmadel primer complejo.
6.2 EL coMPLEJoDE PEAPASRDA
Utilizandolos mismoscriteriosqueparael casoanterior,sellegaalaconclusión
de que el magmaque dió lugar a las unidadesde estecomplejoprocedede la fusión
parcialde rocassedimentariaspeliticas. No obstante,tanto las unidades05 y 06 como
255
6 GENESIS Y EVOLUCION.
el afloramientode Villar deFlorespresentanalgunascaracterísticasqu.e las diferenciande las del primercomplejo y quese resumenasí:
- En dichas unidades se observa un comportamientosimilar de las TR y, porconsiguiente,espectrossemejantesentresí y diferentesde los del primer complejo.
- Sonmáspobresen TRP, Si, Ca,e Y quelas unidadesdelprimercomplejo, pero más
ricas en K y Nb.
- Para la mayor partede los elementosquímicos, estasunidadespresentanvaloresintermediosentrelos observadosen Ql y 02 y en 03 y 04. Solamentelos contenidosen Fe y Ti sonsemejantesa los observadosen 04.
- En el diagramaQ-B-F, a diferencia de las unidadesdel primer complejo, estasunidadesseproyectancomopobresen Si y enel diagramaKB conpendienteinfmito.
Por otra parte, el contenidoen biotita, IX, Nb, Y, Ca, Rb y el valor de larelaciónK/Rb diferencianentresí las unidadesde estecomplejo. Por todo ello, aúnsin
que se haya puesto claramentede manifiesto la existenciade un mecanismodecristalizaciónfraccionada,bien porque no fueseel quedió lugar a estasunidadeso
porqueestéenmascaradoporprocesosposterioresdealteración,el mayorcontenidoenbiotita de la unidad 05, el valor másalto de K/Rb y su contenido másbajo en Rb
inducena pensarque estaunidadesmenosevolucionadaque la unidad06.
En conclusión,se puededecir que:
(1) las unidadesG5, 06 y el afloramientode Villar de Flores son tambiénel resultadode la fusiónparcial de unafuentepelítica pero, dadoquesonmáspobresen Y y TRP,la importanciadel granateen la parteresidualseñamayor,por lo queel magmapodríahabersegeneradoen zonasmás profundasqueel del complejoanterior.
(2) El productode dicha fusión intruyó a lasunidadesdel primer complejo, tambiénatravésde fracturas,y cristalizó “in sita”.
(3) Las ligeras diferencias entre las unidadesdel segundocomplejo y su grado deevolución inducen a pensarque éstas, al intruir, teníanya un grado de evolución
bastanteavanzado,dependiéndoprincipalmentesusdiferenciasde la consolidaciónde
256
6 GENESIS Y EVOLUCION.
dichoslíquidos residuales,en principio iguales,en puntosespacialmentediferentesyde los procesosposterioresde alteracion.
En cuanto al modo de cristalización, se puede decir que ambasunidades
siguieronunomuy parecidoal del modelode Batemany Chappell(1979).Lasrazonesque apoyaríanestaideason:
a) Existe unamayor abundanciade biotita, fenocristalesde ambosfeldespatosy deenclavesen la parte inferior de ambasunidades,aunqueestos últimos proceden,enparte, de las unidadesintruidas.
b) Sus respectivaszonasapicalesestánocupadaspor rocas leucocráticas,pobresenenclavesy fenocristales,y de granomásfino.
Estascaracterísticasdeterminan,en ambasunidades,unazonaciónen la vertical.Además,la falta de discontinuidadescomposicionalesindicaríala ausenciade rupturas
y/o separaciónde fases.
Por último, caberecordarquetanto las unidadesdel primercomplejocomolas
del segundo,hansidoafectadosporprocesosde alteraciónposterioresa la cristalizaciónmagmática. Así, la moscovitizaciónde los feldespatos,biotita y andalucita, la
cloritizaciónde la biotita, la albitizacióndel feldespatopotásico, la fibrolitización dela moscovitay la sericitizaciónde la plagioclasaetc. debensertenidasen cuentaa lahora de referirse a las diferencias químicas entre las distintas unidadesde cada
complejo, dado que dichosprocesos,aunqueno cuantificables,han contribuido deforma activa en el resultadofinal.
257
Capitulo
DISTRIBUCIÓNGEOQUÍMICA Y
MINERALÓGICA DELURANIO Y TORIO
DISTRIBUCIÓN DEL K,TII Y UEN EL MACIZO DE
CADALSO-CASILLAS DEFLORES MEDIANTE
PROSPECCIÓNAERORRADIOMÉTRICA
ESTUDIO DE LADISTRIBUCIÓN DEL U
MEDIANTE REGRESIÓNMÚLliPLE
DISTRIBUCIÓNMINERALÓGICA TEÓRICA
DEL U MEDIANTE ANÁLISISQUÍMICO
DIstrIbucIón mineralógica del lb
Distribución mineralógIca del U
Comparación con la distrIbuciónmineralógica del U ‘en otros macizos
graníticos peralumínicos
DISTRIBUCIÓN ACTUAL DELU EN EL MACIZO DE
CADALSO-CASILLAS DEFLORES
EL PAPEL DEL F Y EL P ENLA REDISTRIBUCIÓNMINERALÓGICA DEL U
LA ROCACOMOFUENTEDEUY EL ORIGEN DE LOS
INDICIOS
7
Lasunidades del complejo de Paw>
Las unIdades del compleja de Peñaparda
7.DISTT’JBUCION GEOQUIMICA Y MINERALOGICA DEL URANIO Y romo
7. DISTRIBUCIÓN GEOQUÍMICA Y MINERALÓGICA DEL URANIO Y
TORIO
En la naturaleza,el U puedeexistir en tresestadosde oxidación~ U”’ y U’t
Aunque Langmuir (1978) y Calas (1979) indicaron que el U”’ puede ser mássignificativo en la naturalezade lo que se pensaba,la geoquímicadel U se puededescribiradecuadamenteen términosdel estadoreducido,U”’, y del másoxidado,U’t
Por otra parte,el U naturales unamezclade los isótopos:238U, 235U y el radiogénico
en proporcionesrelativasdel 99.2739%,0.7204%y 0.0057%respectivamente.Los átomosde estos isótopostienennúcleospesadosy radios jónicos moderadamentegrandes,por lo que el U generalmenteno sustituyea otros cationesen la mayoríadelos mineralesquefonnanlas rocasy menas.Porel contrario,tiendea formar minerales
propios.
El U es un elementoquetiene unagranfacilidad de oxidarsey su altaafinidadal oxígeno es detenninanteen sus propiedadesgeoquimicas(Chernyaev, 1966 y
Schmidt-Collerus,1967). Uno de los efectosmás significativosde dicha afmidades lafacilidad que tiene a unirse con grupos aniónicosoxigenadosy formar complejossolubles.Así, bajo condicionesmedioanibientales,el U se encuentranormalmenteen
forma del ión catiónico complejo UO2
2~, el cual forma complejos solublescon losaniones C0
3% HC03, POt, 5042 etc., dependiendo de las condiciones
hidrogeoquimicasdel medio. Esta característicaquímicaes la quehacequeel catiónUy! seael más móvil de los tres existentesen la naturaleza,en un ampLio rango devaloresde pH.
El U”’ forma pocos mineralespropios, siendolos más comunesla uraninita(UO-,±D,su variedadpechblenday la coffminta U(SiO4),~(OH)4~. Por su tamaño y
carga,el U”’ puedesustituira otroscationesen un númeromuy limitado de minerales,entrelos cualesse encuentrandiferentesóxidoscomplejos,silicatosy fosfatosdeTh
4t,y Ce4~. Igualmente,puedesustituiral Caen algunosmineralescomoel apatitoy
258
ZDISTRJBUCION GEOQUíMICA Y MINER4LOGICA DEL UR41V10 Y romo
la esfena.
El Uy1, por el contrario, forma un cortejo amplio de mineralesde uranilo,denominadosminerales secundarios,que se agrupan, de acuerdo con el anión, en
óxidos, silicatos, fosfatos, arseniatos,vanadatos,sulfatos, molibdatos y carbonatos.Además,en aguassubterráneasconPco
2de lO2atm, en condicionesoxidantesy valores
depH hasta5, el iónuranilo es la especiedominanteen solución.Por encimade dichovalor de pH, esteión puedeformar trescomplejoscarbonatadosdiferentesy solubles:
el carbonatode uranio (U02C03), el uranilo dicarbonato(UDC) y el tricarbonato
(UTC), que son establesa medida que aumentael pH (Hostíer y Garrels, 1962).Langmuir(1978)concluyóque,en aguasnaturalesconpocaconcentraciónde fosfatos,
el complejoUO4HPOJ2-2es la especiedominanteen el rangodepHcomprendidoentre
4 y 7.5, mientras que, por encima de este valor, predominangeneralmentelos
complejos carbonatados.Además de las fases mineralesque el ion UO2~ + puede
formar, éste puede ser retirado de las soluciones por procesos de sorción o
coprecipitacióncon gelesalumino-silicatados,mineralesarcillososu oxihidróxidosdeFe.
Por otra parte, la distribución del U que generalmentese observaen los
granitoidesperalumínicoses el resultadode los diferentesprocesosque intervienenen
la génesisy evoluciónde estasrocas. Entre ellos, los másimportantesson: la fusión
parcial, la diferenciación magmática y los procesosde alteración hidrotermal ymeteórica.
Durantela fusiónparcialde rocassedimentariaspelíticas,el enriquecimientoen
U de los fundidosperalumínicosgeneradosvaa dependerdelcontenidoen U dela rocafuente y de la cantidadde U queseencuentrefuerade la estructurade los mineralesresistentesa la fusión, comoel circón, la monacita,la xenotinia, el apatitoetc. Dicho
U, debidoa su comportamientoaltamenteincompatible,se fraccionaafavordel fundidoanatécticogenerado.
Durante la etapa magmática, el U se incorpora primero a los mineralesaccesoriosde cristalización precoz,para segregarsedespuésen forma de uraninita,
siempre queel magmasea rico en U. Así mismo, la cantidadde U necesariopara
259
7.DiSTRIBUCION GEOQUíMICA Y MINERALOGICA DEL URANIO Y TORIO
saturardichosmineralesaccesoriosno sueleexcederde 2 ó 3 ppm del contenidototalde la roca (Bail y Basham,1979;Bashamet al, 1982), fraccionándoseel restoen formade uraninita.
Este comportamientodel U es ademáscaracterísticode los magmas que
cristalizanbajocondicionesreductoras,las cuales,segúnIshihara(1977),soncomúnes
en aquellosmagmasquesederivande la fusión parcial de metasedimentos.Además,los datos experimentalesde Calas (1979), Schreiber, (1983), Fargeset al., 1992 yChantalet al., (1994)demostraronqueel U en fundidossilicatadospuedeexistir en los
tres estados de valencia, siendo el pentavalentey el hexavalenteestables bajocondicionesde alta fo2, y el tetravalentebajocondicionesde bajafo2. Las condicionesde alta fo2 durantela anatexiaparcial, favorecenel fraccionamientodel U en forma deuranio (Dominé y Velde, 1985), por lo que, durantela diferenciaciónmagmática,
dichascondicionespuedenimpedirel fraccionamientoprecozde la uraninita,debidoasu altasolubilidad. Por el contrario, las condicionesreductoras,característicasde los
granitosperalumínicoscon ilnienita, facilitan la cristalizaciónprecozde la uraninita(Friedrich,1981y 1984; Pagel, 1981 y 1982). Esteúltimo autorestimaen 4 ppm de Ula concentraciónmínima para que se pueda segregaruraninita ortomagmáticaenmagmasgraníticos,peralumínicose hipocálcicos,similaresal que aquíseestudia.Esta
observaciónsugiere que la solubilidad de la uraninita es muy baja en condicionesreductoras.
Además,el comportamientogeoquimicoparaleloo antagónicodel U y el Th enla etapa magmáticapuede dependerdirectamentede la fo2 del magma. Así, en
condicionesreductorasambospuedenfraccionarsedesdelas etapasprecoces,mientrasque. en condicionesde alta fo2, el U seconcentraen los fundidosresiduales.
Durantelos procesosde alteraciónhidrotermal, la disolucióndel U albergado
en los mineralesaccesoriosresistentes(circón, monacita,apatito, xenotimaetc.) esbastantedifícil, siendomásefectivaen los casosenque los fluidos seanmuy agresivoso en aquellos en que dichos minerales están metamictizados.Por el contrario, la
disoluciónde la uraninitaesmásfácil siemprequelascaracterísticasfisico-quimicasdelos fluidos lo permitan, principalmentesu capacidadde oxidación y de Ibrmaciónde
complejos(Freidrich y Cuney, 1989 y Dubessyet al., 1987).
260
7.DISTR!BUCION GEOQUíMICA YMINERALOGICA DEL URANIO Y TORIO
Al igual que en los procesosde alteraciónhidrotermal,la disolucióndel U encondicionesmeteóricases másefectiva si ésteseencuentraen forma de uraninita. En
estecaso,la disoluciónde dichomineraldependerá,ademásde lascaracterísticasfisico-
químicas de los fluidos, del grado de alterabilidadde sus mineralespatrones, lapermeabilidadde la roca, la relaciónfluido/roca y la velocidadde la erosión
7.1 DISTRIBUCIÓN DEL IC, Th Y U EN EL MACIZO DE CADALSO-CASILLAS DE
FLORES MEDIANTE PROSPECCIÓN AERORRADIOMETRICA
Esteapanadoestabasadoen la interpretaciónde los mapasaerorradiométricos
de cuentastotales(y total), K%, Th equivalenteRa(Vi eq.), U equivalenteRa(U eq.)y U/Th de la zona de estudio.No obstante,convieneseñalarque sólo sedisponede
datosde un sectorde la zona,debidoa la existencia,en la hojade Gata(573), de áreasgeográficasestratégicasdesdeel punto de vista militar, en las cuales estáprohibido
tomarcualquertipo de datos,especialmentemediantetécnicasaerotransportadas.
7.1.1 Mapadeactividady total
En el mapadeactividad>y total sehandiferenciadotresdominios,separadospor
las isolíneasde 2400c/s,3000c/s,considerándoseanómaloslos valores > 3000c/s.Alcomparareste mapacon la cartografíarealizada(Fig. 7.1), seobservaque la isolínea
2400c1s marca, casi con precisión, el contacto entre los granitos estudiadosy el
encajante(CEG).Por otra parte, la isolínea3000cfsdelimita la faciesporfídicade 03y el contacto entre esta última unidad y la 04. Por lo que se refiere a las zonas
anómalas,éstasse sitúan fundamentalmenteen la zonaN de la unidad <33 (hoja550),
correspondiéndosecon la faciesde granomásgruesode la misma.
La unidad 04, aflorante tambiénen la hoja 550, sólo presentauna anomalía
puntualen la partecentral,mientrasquela unidad02 presentaunaseriede anomalíaspequeñasen estahoja y en la de Gata.La más importantede ellas se localizaal 5 dePeñaparday en el contactoentreG2 y 05, mientrasqueel resto se sitúan tanto al N
comoal W de dicha localidad.
261
7.D¡STRIBUCION GEOQUíMiCA Y MINERALOGICA DEL URANIO Y TORIO
Figura 7.1.- Mapade actividady Total.
7.1.2 Mapa de contenidosen K
En este mapa (Fig. 7.2) se han diferenciadotres zonas, delimitadaspor las
isolíneasdel 2% y 3%, considerándoseanómalas,en el ámbito de los granitos, las
262
7. DISTRIR LI ClON GEOQUíMICA Y MINERALOGICA DEL URANIO y romo
zonascon valores > 3%. La isolíneadel 2% Imitael contorno de los granitos, cuyos
contenidosestáncomprendidosentre2 y 3.5%.
— Zonas anámalma en K.
SU ISOUNEA 2 % K.
Figura 7.2.- Mapade contenidosen 1<.
Al igual queen el mapaanterior, la mayorzonaanómalaen K selocaliza en lamitad 14 de la unidad 03, que coincide aproximadamentecon la faciesporfídica de
263
LI
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7.DIS-rRmUCloN GEOQUíMICA Y MINEF.ALOG[CA DEL URANIO Y TORIO
dichaunidad. Enconsecuencia,sepuededecirquela anomalíade AY total es debida,en
parte, al K, lo quepuedeestarde acuerdo,en principio, con el carácterporfídico dela faciesque ocupadichazona.Además,el contenidoen K de las muestrasde la unidad03, pertenecientesen su mayorpartea dicha facies,varíaentre3.9% y 5.9%, que son
los valoresmásaltos detectadosen todo el muestreo.Algunas de las anomalíasde -ytotal localizadasen la unidad02 son debidastambiénal 1<.
7.1.3 Mapa de Th eq.
En estemapa (Fig. 7.3) se han diferenciadotresdominioscon valores <6, de
6 a 12 y > 12 ppm, considextdoseanómalosaquelloscon valores > 12 ppm.
Figura 7.3.- Mapade Th eq.
264
ZDISTRIRUCION GEOQUÍMICA Y MINERALOGICA DEL URANIO Y Tomo
El primer hechodestacableen estemapaes que los materialesdel CEO y los
graníticospresentancontenidossemejantesen Vi eq., por lo que su delimitación esimposible.Por el contrario, las zonasconcontenidos<6 ppm coincidenconel extremo
NW de las unidades graníticascartografiadas,concretamenteconel granitomoscovíticode La Alberguería(04), y las zonasconcontenidos> 14 ppm conel extremoopuesto,
correspondientea la unidad(01). Estehechoconfirma, por un lado, queel granito04
es el másevolucionadoy, por lo tanto, el máspobreen Th, y por otro, que la unidad01 es la menosevolucionada,y másrica en dicho elemento.
Al 14W de la unidad 03, y unazonade 02 en contactocon 03, es dondeaparecenlas dos anomalíasmás importantesde Vi eq., cubriendoademásla mayor
partede la zonaanómalaen K. Además,la mayorpartede la superficieocupadaporla unidad 03, sobre todo la mitad N, presentavalores altos de Th (10 ppm). Por lotanto, la zonaanómalaen cuentastotalesdetectadaen esta mismaposición se debe
tambiéna contenidosanómalosen Th eq.
7.1.4 Mapa de U eq.
En el casodel U (Fig. 7.4), los valoresse hanagrupadoen treszonas: =4ppmde U eq., >4 a <6 ppm y >6 ppm, considerándoseanómalaslas últimas.La primerazona correspondea la parte ocupadapor las rocas encajantesdel CEO, estandoel
contactocon los granitos marcado, casi con precisión, por la isolínea4 ppm. La
segundarepresentalas zonasno anómalasde la superficiede las unidadesgraníticas.Por último, la isolíneade 6 ppm marca,por un lado, el contactoentre04 y 03, y por
otro, delimita la facies porfídicade esta última, con valoresgeneralmenteigualesosuperioresa 6 ppm.
En cuantoa las zonasanómalas,las más importantesaparecenen la facies
porfídicade03. Dichasanomalíascoincidenexactamentecon las anomalíasde K y, enparte, conlasde Th eq.,por lo quelas anomlíasen cuentastotalessedebena la suma
de la actitvida ~yde los tres radioelementos- El resto de las zonas anómalas, condiámetrosgeneralmenteinferioresa 1 Km, se distribuyenfundamentalmenteentre lasunidades02, 03 y 04.
265
7.DISTRJBLICION GEOQUíMICA Y MINERALOGrCA DEL URANIO Y TORIO
En resumen, se puede decir que el mapade U eq. aportalo siguiente:
- La isolíneade 4 ppm de U eq. marcael límite entrelos materialesgraníticosy las
rocas encajantesdel CEO.
- La isolineade 6 ppm marcacon bastanteprecisiónel contactoentreJa unidad03 yla unidad04.
- Corroboratambiénla existenciade dos faciesde vatciónen el granito de Casillasde Flores(03) queson: la de granogrueso,a vecesporfídica, anómalaen K y Vi y
con valores relativamentealtos en U, y la de grano más fmo, no porfídica y sinanomalíasimportantesen estosradioelementos.
Figura 7.4.- Mapade U eq.
r~ ~Zz2t
1 .~‘‘k—sZ’,..L~
266
ZDISIVJSUCIoN CEOQUIMICA Y MINEPALOGICA DEL ¡IRANIO Y romo
- Ponede manifiestola existenciade dos anomalíasimportantesen la faciesporfídicade 03, asícomootrasmáspequeñasrepartidasentrelas unidades02, 03 y 04.
7.1.5Mapade la relaciónU eq./ lb eq.
En estemapa(Fig. 7.5) sehandiferenciadotreszonasconvalores <0.5,de 0.5
a 1 y >1.
La isolíneade 0.5 marcaconprecisiónel contactoentre la masagraníticay las
rocas encajantesdel CEG. La zonacon valoresen tomo a 0.5 coincidecon la mayor
partede la superficieocupadapor la unidad02, mientrasque, casi la totalidadde lasuperficiecorrespondientea la unidad03 presentavalorescomprendidosentre0.6 y
Figura7.5.- Mapade U eq/Th eq.
267
ZDISTRIBUCION GEOQUíMICA Y MINERALOGICA DEL URANIO Y TORJO
- Además,en estaúltimaunidad, existeunazonaextensa,quecon valoressuperiores
a 1, coincidecon las mismaszonasconsideradasanómalasen los mapasanteriores.
En la unidad 04, este mapadiferencia las dos facies que la componen.Así,mientrasque en la zonadondeaflora la facies definidacomo normal, esta relaciónes
generalmente> 1, en la zonaaplopegmatfticaes, generalmente,<0.5. Por otra parte,dicharelaciónmarcael límite entreestaunidady los sedimentosteraario-cuaternanosde la cuencade CiudadRodrigo, quepresentanvaloresmásbajosen la zonalimítrofe.
Conviene aclarar que los valores > 1 observadosen la unidad 04 nocorrespondena unaconcentraciónalta de U, sino a valoresmuy bajosen Ib eq.
Por último, en la unidad03, llama la atenciónla coincidenciaparcialentrelas
zonasanómalasen U eq. y las zonascon valoresUfIb altos, y la existenciade unaseriede puntoscon U/lb > 1 alineadoscon la parteNW del contactoentre02 y <33.
Dado que la concentraciónde Th eq. en la mayorpartede la superficiede la
unidad03 esalta, entornoa 10 ppm, y que los valoresde la relaciónU/Th no superana 1.7, la presenciade las anomalíasde U no parecenindicar una reconcentración
secundariade esteelementodespuésde la cristalizaciónmagmática,sinomásbien unaconcentraciónprimariay relacionadaconla actividadmagmática.No obstante,hayque
recordarque la zona másanómalaen U correspondecon la de la antigua mina de U
(Mina Casillas),por lo que estaanomalíaen concretopuedeserdebida,en parte. a laredistribuciónmeteóricadel U presenteen los materialesextraidosde la mina.
Como resumende la interpretaciónde los mapasaerorradiométricosse puededecirque:
~. Los mapas radiométricosde y total, K%, Ib eq., U eq. y U/Ib marcan con
precisión el contacto entre los materiales granfticos, los encajantes(CEO) y lossedimentosterciario-cuarternariosde la cuencade CiudadRodrigo.
> Los mapasde K, U y U/Ib corroboranla presenciade dosfaciesde variaciónen las
unidades03 y 04.
268
ZDISTRJBUCION GEOQUÍMICA Y MINERALOGICA DEL ¡IRANIO Y TORIO
b El mapa de U eq. ponede manifiestola existenciade una anomalíaimportantede
esteelementoen la faciesporfídicade la unidad03.
>. Las zonascon valoresaltosparala relaciónU/Th coincidenconlas anómalasen Uy con las de valoresaltos en Ib eq., por lo quedichasanomalíasparecendeberseaconcentracionesprimariasde U durantela etapamagmática.
7.2ESTUDIO DE LA DISTRIBUCIÓN DEL U MEDIANTE REGRESIÓN MULTIPLE
Parael estudiode la distribucióndel U medianteestemétodo, se ha realizadola regresióndel U frente al Ib, Zr, P, Y, Rb, Sr, Fe y Na utilizando la siguiente
equaciónU=C+A1X1+A2X2+A3X3± +ANXN
donde: U=concentraciónde uranioA1 =contribuciónmássignificativaa la regresiónX, =coeficientede regresióndel elementoA1C=constantede regresión.
De estos elementos, los que presentabancoeficientes de regresión más
significativos con el U fueronasignadosa determinadasfasesmineraleso a relacionesgeoquimicassignificativas. Las regresionesasíobtenidasfueronaplicadasa todas lasmuestrasde las unidadesquecomponenel macizode Cadalso-Casillasde flores y losresultadosse discutena continuación.
7.2.1 Lasunidadesdelcomplejo de Payo
Al aplicar la ecuaciónde regresióna las muestrasde la unidad01, seobservaqueel 87% del U total se explica comouna función lineal del Rb y P, sin que existarelaciónalgunacon el resto de los elementos.La relaciónentreel U y el Rb podríaexplicarsepor la presenciade U en los mineralesesencialesquealberganesteelemento,
como son la biotita y el FdK, asociacióncristaloquimicaque no tiene significadoalguno,ya queel U no sustituyeal Rb en dichosminerales.No obstante,dicharelaciónpodría explicarsepor afmidad geoquímicaentre amboselementos, los cuales son
incompatiblesen magmasdeestetipo. Además,ambostienenunaaltamovilidaden lasetapasposterioresa la cristaiizaciómmagmática.La relacióndel U con el P podría
269
7D)STRIBUCION CEOQUIMICA Y MINERALOGICA DEL URAMO Y TORdO
explicarseconsiderandoque el U se encuentraen gran parteen la estructurade losfosfatos, como la monacita,el apatito y la xenotima. Sin embargo,según los datosanalíticossemicuantitativosobtenidosde estos mineralesaccesorios,la concentraciónde U en el apatitoy la monacitaestápor debajodel límite de detecciónde la técnica
analíticaempleada(EDX). Por ello cabríapensarquela mayorpartedel U relacionadoconel P estaríaen la estmcturade la xenotimao en fosfatos secundarios.
Por otra parte, al proyectarel U calculadomedianteeste métodofrente al U
analizado(Fig. 7.6), seobservaque la mayorpartedel U puedeser explicadopor losdos elementosmencionados,quedandosólo una pequeñaproporción sin relacionarse,
y quepodríaestarcomotrazaen otros minerales.
le
8o
1..
-o
6
4
Figura 7.6.- Proyeccióndel U analizado
4 6 8 lB
calculado
frente al U calculado en la unidadG 1.
Al igual queen la unidad01, en la 02, el U serelacionafundamentalmenteconel P y el Rb, explicándosesolamente42% del total. En consecuenciael 58% restanteestaría formando mineralespropios, principalmenteuraninita, tal y como ha sido
detectadopor SEM.
Cuandoseproyectael U calculadofrente al U analizado(Fig. 7.7), seobserva
queaproximadamenteel 40% de las muestrascontienenmásU que el calculado.Estadiferenciapuedeinterpretarseconsiderandoqueel excesodeU estaformandomineralespropios (uraninita), sin relación alguna con el resto de los minerales esencialesy
270
7DISTRIBUCION GEOQUÍMICA Y MINERt4LOGICA DEL URANIO Y TORIO
accesorios.
Al aplicar la ecuaciónde regresióna las muestrasde la unidad03 seobservaque sóloel 30% del U total puedeexplicarsecomounafunción lineal del Na y Zr. En
24
26
o-n
AS
.0o
16
12
8
4
6
Figura 7.7.- Proyeccióndel U
6 4 e 12 16 28 24
calc u lado
analizadofrente al U calculadoen la unidad02.
estecaso, la relaciónentreel U, Rb y P desaparece.Estos hechospuedenexplicarse
de la siguientemanera:
a) Dado que la relaciónentreel U y Na no tiene significaciónmineralógicaalguna,yaquela albitano albergaU en su estructura,dicharelaciónpodríaindicarel aumentodelNa y U que se produceen las etapasfinales de la cristalizaciónmagmáticao la alta
movilidadde amboselementosen las etapasde alteración.Es decir, quedicharelación
podría representaruna afmidad geoquímicaentre ambos elementos,más que unaasociaciónmineralógicadeterminada.
b) La relacióncon significado mineralógicosería la existenteentreel U y Zr, que
explicaríael contenidode U quetiene el circón.
El resto del U (70%) sería independientede los otros elementosconsiderados
y probablementeformaríamineralespropios,en principio uraninita, que,por alteración
posterior, dejada los “boxworks” y los minerales complejos secundariosde Uobservadospor SEM.
e
271
7. DISTRIBUCION GEOQUíMICA Y MINERALOGICA DEL URANIO Y TOKIO
Cuandose proyectael U calculadofrenteal observado(Fig. 7.8), aparecendos
poblaciones:en la primera, el U observadoesmayor queel calculado,por lo que ladiferenciaestaría,al igual que en el caso anterior, en forma de mineralesde U. La
segundapoblación,con U observadoigual o menorqueel calculado, podríareflejar
heterogeneidadesen el contenidoen U del circón.
30
25
o 29
15diti,
o
5
O
9 5 lO 15 29 25 39cflcu lado
Figura 7.8.- Proyeccióndel U analizadofrente al U calculadoen las muestrasde la unidadG3.
Por último, aplicandoel mismo procedimientoa la unidad04, seobservaqueel U solamentese relacionacon el Sr, de manenquesólo el 20% del U total de estaunidadsepodríaexplicarcomounafunción lineal de dichoelemento.No obstante,estarelaciónencuentra,en principio, poco significado mineralógico,ya queesteelementono forma mineralespropios y, comomucho, seencuentraen la red de la albita y el
apatito. En cualquiercaso,el 80% del U total de esta unidadno se relacionacon loselementosutilizados en la regresión,por lo que dicho porcentajepodría estar, en
principio, formandofasesmuy ricas en U.
En la Fig. 7.9, dondeseproyectael U calculadofrenteal observado,la mayor
partede las muestraspresentanvaloresobservadosmuy superioresa los calculados,loqueindicaría quedichas muestrasdebentenerfasesricas en U.
De acuerdocon todo lo dicho, y a modo de resumen,se puededecir que: i) en
las unidadesdel primercomplejo,el U en forma de mineralespropios,aumentacon la
272
7DISTRJBUCION GEOQUÍMICA Y MINERALOGICÁ DEL URANIO Y TORIO
evolución.u) dichacantidadde U, en forma de mineralespropios,varíaentreel 13%
y el 80% desdela unidadmenoshastala másdiferenciada.
24
20
o 16
‘. 12
.0o e
4
e
8 4 8 12 16 20 24Calculado
Figura 7.9.- Proyeccióndel U analizadofrente al U calculadoen las muestrasde la unidad04.
7.2.2 Las unidadesdel complejodePeñaparda
Las unidades del segundo complejo han sido tratadas conjuntamente,observandósequeel 62% del U total sepuedeexplicarcomounafunción lineal del Zr.Dado queel contenidomedioen U de estasunidadeses 12.7ppm U308 ó 10.8ppm U,
podría decirsequeaproximadamente6.7 pprn de este U estaríaen la estructuradel
circón. Aunque esta estimaciónpuedaparecerexcesivapara granitosperalumínicoscomo estos, puede considerarseválida puesto que todos los cristales de circón
analizadoscontienenU en unaproporciónquevaríaentreel 1 .3% y el 8.5%.
Porúltimo, al proyectarlos valoresanalizadosdeU frentealos calculados(Fig.7.10), se observaque la mayor parte de las muestraspresentanvalores calculados
superioresa los analizados.Esto puedeindicar la escasapresenciade U en forma demineralesde U en las unidadesde estecomplejo.
A modo de conclusión,se puededecir que las unidadesdel segundocomplejo,
a pesarde tenerun contenidomedio en U másalto queel de las unidadesdel primercomplejo, no representan,en principio, rocas fértiles en esteelemento,en el sentido
273
7DISTRIBUCION CEOQUíMICA YMINER4LOGICA DEL URANIO Y TOKIO
de ser la fuenteprimaria de U de mineralizacionesposteriores.
23
19o-nAS
o>
.0o
l5
II
7
7 II 15
calculado
Figura 7.10.- Proyeccióndel U analizado
segundocomplejo.
frente al U calculadoen las muestrasde tas unidadesdel
7.3. DISTRIBUCIÓN MINERALÓGICA TEÓRICA DEL U Y Th MEDIANTE ANÁLISIS
QUÍMICO
La mayorpartede los mineralesaccesoriosde los granitosestudiadoshan sidoanalizadosmedianteEDX con el fin de identificarlos,conocersusvariacionesquímicas
a lo largo de la evolución magmática,y determinarsus contenidosen U y Ib. Estosúltimos datos han sido los utilizados paracalcular aproximadamentela distribución
mineralógicade estoselementos.
7.3.1 Distribución mineralógicadel Th
Los análisissemicuantitativosmedianteEDX hanpuestode manifiestoquecasi
la totalidad del Th se encuentraen la monacita,ya queen el resto de Los minerales
accesoriosanalizados,la concentraciónestápor debajodellímite dedeteccióndelEDX.Además,se ha caculadola concentraciónde 1h02 consumidopor la monacitade launidad01, teniedo en cuentala concentraciónde Ib en la roca total (labIa 7.1), el
19 23
2’74
ZDISTRÍBUCION GEOQUÍMICA Y M1NER.4LOGICA DEL URANIO Y TOKIO
contenidomedio en monacitade la roca (Tabla7.2) y el contenidomedio en Ib de lamonacita(Tabla4.1). De estamanerasehaobtenidoqueel 94% del Ib total de la rocaestá fraccionadoen dicho minera]. Por lo tanto, el 6% de Ib restanteestaríarepartido,en principio, entreotros mineralesaccesorioscapacesde albergardicho elemento,
aunqueen cantidadesno detectablespor EDX. Entreellos, los másimportantesseríanel circón, la xenotimay uraniita.
7.3.2Distribución mineralógicadel U
Parahacerunaestimaciónde la distribuciónmineralógicadel U se han tenidoen cuentael contenidomedio en U de cadaunidad(Tabla 7.1), la concentraciónde
monacita,xenotinia y circón en las diferentesunidades,(Tabla7.2), estosúltimos
CONTENIDO MEDIO EN UTabla7.1
(p.p.m.} DE LAS DIFERENTES UNIDADES
Unidad 01 02 03 04 05 06 07A OVE
U 6.5 9.13 9.6 8.5 10.6 11 lO 18.7
Th ¡4.85 ¡0.45 7.3 2.7 4.9 8.4 13 2.4
CONTENIDOS MEDIOS EN MINERALESTabla7.2
ACCESORIOS (p.p.m.) DE LAS UNIDADES DEL PRIMER COMPLEJO
núneral 01 02 03 04 OVE
círcon 453 253 159 131 83
monacita 254 174 131 110 57
xenotima 60 33 30 24 12.5
calculadosconsiderandoque todo el Ce, Y y Zr estánformandomonacita,xenotiniay
circón respectivamente,y el contenidomedio en U de estosmineralesaccesorios.De
estamanera,la diferenciaentreel contenidoen U de la roca total y el consumidopor
2’75
7.DISTRIBUCION GEOQUíMICA Y MINERALOGIC4 DEL URANIO Y TOKIO
dichosmineralesaccesorioscorresponderíaal U que, en principio, estaríaformandomineralespropios.
a) Contenidoen U de los mineralesaccesoriosde lasunidadesdel primercomplejo.
De todos los mineralesaccesoriosanalizadosen las unidadesprincipales del
complejo de Payo, solamentealgunoscristalesde circón de la unidad 04 contienencantidadesdetectablesde U. Por el contrario, la xenotima, el circón y partede lamonacitade las cúpulasde La Fuentedel Espinar(07B) contienenU detectable.Por
ello, sólo se ha calculadola distribucióndel U en estasúltimas.
Así, deacuerdoconel contenidomedioencircón, monacitay xenotimade estosafloramientosy el contenido medio en U del circón (2.8%), monacita(2.85%) yxenotñna(4.5%),se ha podido estimar queel circón de la roca consume2.3 ppm de
U, la monacita 1.6ppm y la xenotinia0.6 ppm. Esto equivalea 4.5 ppm o al 24% delU total de la roca, concentraciónque es similar al contenido mínimo de U de los
granitos comprendido entre 3 y 4 ppm.
De esto se puede deducirque, en 07B, el 76% restantedel U estaría, en
principio, en forma de mineralespropios, probablementeuraninita, si no se tiene encuentael U quepuedeconsumirel apatito y el restode los mineralesaccesoriosno
consideradosen estecálculo. No obstante,las variacionesquepodríanintroducir estosmineralesen dicho resultadono pareceque pudiera ser importante,dado que el Uconsumidopor ellossuelesermuy bajo. Además,la estimaciónrealizadaconcuerdacon
los resultadosobtenidosmedianteregresiónmultiple, en el quesecalculó que el U enforma de mineralespropios y, por lo tanto, fuerade la estructurade los mineralesaccesoriosrefractarios,aumentabacon la evolución,obteniéndosequeel 80%del U de
la unidad más evolucionada(04), semejantea la 07B, estaríaformando minerales
propios.
b) ContenidoenU de losmineralesaccesoriosde lasunidadesdel segundocomplejo
Segúnlos análisisquímicossemicuantitativosobtenidosporEDX, sólo el circóny la xenotima de las unidades graníticas de este complejo contienen cantidades
276
7. DISIRIR UCION GEOQUÍMICA Y MINERALOGÍCÁ DEL URANIO Y TOMO
detectablesde U. Además,puestoque los cristalesanalizadosde xenotimapertenecena la unidad05, solamentese ha calculadola distribuciónmineralógicadel U en esta
unidad.
Al igual que se hizo para las cúpulasde La Fuentedel Espinar(07B), ladistribucióndel U en estaunidad(05) seha calculadoteniendoencuentalos contenidosmediosen circón y xenotima (Tabla 7.3), y la concentraciónmedia en U de estosminerales(Tabla7.4). Así, seha obtenidoqueel circón consume7.5 ppm o el 69%
del total de esteelementoy la xenotima0.36ppm, querepresentael 3.3% del total. Enconsecuencia,el 72.3% del U total de la roca estaríaen estos dos minerales. En
principio, estacantidadesbastantesuperiora la concentraciónmínimaparasaturar losmineralesaccesoriosrefractariosde las rocasgraníticas.No obstante,el valorcalculadose debefundamentalmenteal alto contenido de U en el circón de esta unidad, que
coincide tambiénconlos resultadosobtenidosmediantela regresiónmultiple, segúnlacualel 62% del U total de la roca estaríaasociadocon el circón. En consecuencia,sepuededecirquesolamenteel 28% del U estaríarepartidoentreel restodelos minerales
accesoriosy principalmenteen forma de uraninita.
CONTENIDO MEDIO (p.p.m.)
Tabla7.3DE LOS MINERALES ACCESORIOS DE <35 Y 06
mrn,ral 05 06
circón 235 237
monacita 78 92
xenotima 13.3 12.5
CONTENIDO MEDIO EN UTabla7.4
(p.p.ni.) DEL CIRCÓN Y LA XENOTXMA DE LA UNIDAD 05
rn,neral 05
circón 7.5
monacita -
xenotima .36
277
7.D1577?IBUCÍON CEOQUIMÍCA Y MINER4LOCICA DEL URANIO Y TOKIO
7.3.3. Comparacióncon la distribución mineralógicadel U en otros macizosgraníticosperalumínicos
En los granitosperalumínicoscomolos queaquíse estudian,la paragénesisdemineralesaccesoriossueleestarconstituidapor circón, apatito, monacita, ilmenita,anatasa+ xenotima y uraniita pobre en Ib (Friedrich y Cuney 1989). Además,
Ranchin(1971); Pagel(1981 y 82) y Bashamet al. (1982)establecieronquela uraninitaes el mineral quemáscontribuyeen el alto contenidoen U de estetipo de granitos.Estosúltimos autoresestimaronque, paraun contendiomedioen U de 20 ppm, entre
el 25-35% estaríaen el circón, la monacitay el apatito,el 5-6% en forma diseminadao adsorbiday aproxiniadainenteel 60% en forma de uraninita.
Estosdatoshan sidocorroboradospor Pérezdel Villar et al. (1992)en el plutón
de El Berrocal, con un contenidomedio del 16.6ppm de U. En estecaso, los autoresdeterminaronexperimentalmenteque, en el granitode referenciade esteplutón, el U
está repartido de la siguiente manera: el 14.73% 2.14 ppm en los mineralesaccesorios,5.85% = 0,85 ppm en la fracción cuarzofeldespática,el 16.72 % = 2.43
ppm comoU fácilmentelixiviable y el 62.7% en forma de uraninita. De estaforma,y considerandoqueel U fácilmentelixiviable procedede la alteraciónprecoz de lauraninita, dedujeronque, en un principio, el 80% del total del U estadaen forma de
uraninita, datos quecoincidencon las estimacionesrealizadospor Friedrichy Cuney(1989) para granitoscon relaciónU/Ib> > 1.
Los datosobtenidosparalas cúpulasde La Fuentedel Espinar(primercomplejo)coincidenaproximadamenteconlas estimacionesdeFriedrichy Cuney(1989) y con losdatosexperimentalesdePérezdel Villar et al., (1992). Porel contrario, la distribucióndel U en la unidad 05 es muy diferente a las estimadas por todos los autoresanteriormentecitados, diferenciaquesedebea la riquezaanormalen U del circón de
esta unidad.
7.4DISTRIBUCIÓN ACTUAL DEL U ENEL MACIZO DE CADALSO-CASILLAS DE FLORES
De acuerdocon los cálculosrealizadosen anterioresapartados,el U de la rocaestaríarepartido, inmediatamentedespuésde la cristalizaciónmagmática,entre los
278
7.DISTRIBUCION GEOQUÍMICA Y MINERALOGICA DEL URANIO Y TOKIO
mineralesaccesoriosrefractarios(circón,monacitay xenotiina)y otrosmineralesdeU,tambiénaccesorios,comola uraninita. No obstante,dadoque las rocasestudiadashan
sido afectadospor numerososprocesosde alteración, esta distribución primaria oteóricadel U seha visto tambiénintensamenteafectado.Los procesosregistradosmás
importantesde alteraciónson:
(a) Cloritización de la biotita y formaciónde feldespatopotásico2,rutilo y
oxihidróxidosde Fe.
(b) Moscovitizaciónde la biotita, del feldespatopotásioy de la plagioclasa.
(c) Fibrolitización de la moscovita.
(d) Albitización del fledspatopotásico.
(e) Seritizaciónde la plagioclasa.
(O Alteraciónde la monacitaa apatito,allanita,compuestoscomplejosde Ib yCa, aluminofosfatosde TRiL, ferrosilicatosde TRL, fosfatosde Ib y IRLL,fosfoaluminosilicatosde TRL y monacitasecundaria.
(g) Desestabilizacióndel apatito y formación de apatitosecundario.
(h) Solubilizaciónde la albita.
(i) Alteraciónde la iihnenitay generaciónde óxidos de Ti.
U) Disolución parcial o total de la uraninita y formaciónde fosfatosde Fe conU.
lodosestosprocesos,queafectaronfundamentalmentealos mineralesesencialesy, por lo tanto, patronesde los accesorios,facilitaron que las solucionesaccedieran
hasta estos últimos minerales y provocaran también su desestabilización.Así, lacloritizaciónde la biotita conUevótambiénla alteracióndela monacitaincluidaen efla,
originándoseapatito, allanita, compuestoscomplejosde Ib y Ca o de TRL (Tablas.4.4, 4.5, 4.13, 4.16 y 4.17) y de monacitasecundaria.Además, la neoformacióndeestosmineralesnecesitaríala desestabilizaciónprevia de otros queaportaran,además
del Fe y Al procedentesde la biotita, el P y Ca, elementosqueseríansuministradosporla desestabilizaciónparcial del apatitoy la albita.
279
7.DISZXIRUCION GEOQUÍMICA Y MÍNERALOGICA DEL URANIO Y TOMO
En consecuencia, el poco U existente en la monacita y en el apatiloprobablementetambién se movilizó, para migrar y posteriormentereprecipitar, enforma de fosfatos, o ser adsorbidopor los óxidos de Fe y Ti liberados duranteel
procesode cloritizaciónde la biotita.
Otra pruebaevidentede que el U fue redistribuidoduranteestosprocesosde
alteraciónes la existenciafrecuentede “boxworks” de uraninita,con restosde fosfatosde Fe, con cantidadesvariablesde U.
Si bien esteprocesode alteraciónde la uraninitapuededebersea la alteración
supergénicadel granito,tambiénpuedeoriginarseen condicioneshidroteramalesdealta
o baja temperatura,siempreque las solucionestengancarácteroxidante. Además, laabundanciade fluorita secundariaen estos granitosindicaría la alta actividad del F
durantela alteración.Por otra parte, dadoque el F es el elementomás reactivo y demayorelectronegatividaddetodoslos elementosquímicos,podríaserel responsabledela alteraciónde la mayoríade los mineralesafectadosy actuarcomooxidante.En este
mismo sentido Pérez del Villar et al., (1995) sugieren que el primer procesohidrotermal que afectó el granito de El Berrocal, a una temperatura mínimacomprendidaentre 300-350W, fue el que dió lugar a la formación de la fluorita
secundaria,cuyo F seríaa su vez el responsablede la desestabilizaciónparcial de lamonacita,y total de la uraninita, originándosefosfatosde Th y silicofosfatosde U o
‘boxworks” respectivamente.Así pues, y de acuerdocon Finch (1993), los autorescitados consideran que el F fué el elementoresponsablede la desestabilizaciónyredistribucióndel U en la roca, dadosu carácteroxidantey complejante.
Aunque en el macizode Cadalso-Casillasde flores la relacióndirectaentrela
fluorita y la alteraciónde la uraninita no se ha encontrado,la existenciade fluorita
secundariarelacionadacon los mineralesalterados(monacita, albita, apatito) y susproductosde alteraciónha sido detectadaen todaslas unidadesy faciese:studiadas.
En cualquiercaso, el carácterácido de algunosde los procesosde alteraciónseñalados,porejemploel de la fibrolitización, estágarantizado(Hemleyy Jones, 1964;Bumham, 1967; Vemon, 1979; Watanabey Hasegawa,1986 y Kerrick, 1987), lo que
facilitaría, además,tanto el proceso de solubilización de la uraninita, como el de
desestabilizaciónde otros accesoriosrefractariostambiénportadoresde U.
280
7.DíSTRIBUCION GEOQUÍMICA Y MÉ’NERALOGICA DEL URANÍO Y TOKIO
A todos estosprocesosde alteraciónhidrotermal,habríaqueañadir los efectosde la alteraciónsupergénica,ya que las muestrasestudiadasprocedende la superficiedel macizo y, por lo tanto, oxidadas, en mayor o menor grado. No obstante, la
presenciade uraninita sin alteraren dichasmuestrasde superficie,induce a pensaren
una velocidadalta de la erosión y por consiguientemenor efecto de los procesossupergénicosen la desestabilizaciónde la uraninita. Por el contrario, la influenciadeestosprocesossobreel U liberadoen los procesosanterioressueleser importante,ya
que, ademásde afectara la uraniita residual,pudo redistribuire incluso lixiviar el U
previamenteredistribuido,durantelosprocesoshidrotermalesanteriormenteinvocados.
En consecuencia,dadoel gran númerode procesosde alteraciónqueafectaron
a estasrocasy la complejidadde los productosneoformados,resultacasi imposibleestablecerla correspondenciabiunívoca entre los procesosy sus efectos sobre losminerales de o portadores de U, ni tan siquera la distribución mineralógica
semicuantitativadel mismo.Por ello, en esteapartdosehandescritosolamenteaquellosmineralesde o con U, bien seanprimarios o secundarios.Es decir, se ha realizado
solamentela distribuciónmineralógicacualitativade esteelemento.
i) U en los mineralesaccesoriosrefractarios
Según los análisis químicos semicuantitativos,el U está presente, en
concentracionesdetectables,en la xenotimade amboscomplejos,en el circón de launidad04, de los afloramientos07B y de las dosunidadesdel segundocomplejo, así
comoen partede la monacitade G7B. Además,de acuerdocon la distribuciónteórica,los mineralesaccesoriosrefractariosde la unidad GS y de los afloramientos07Econtenderíanel 24% y másdel 72% del U total de las rocas,respectivamente.Por otraparte, dado que tanto el circón como la xenotimaestán poco alterados y que el
contenidoen U de la monacitaestá casi siemprepor debajodel límite de detección,sepuededecir que la distribucióncalculadapuedeser parecidaa la distribución original
del U en estosminerales.
Ii) U en forma de mineralespropios
Si la distribución teóricadel U en los mineralesaccesoriosrefractariospuede
considerarseparecidaa la distribuciónreal de esteelementoen dichosminerales,no
282.
ZDISII?IBUCION GEOQUÍMICA Y MÍNERALOGICA DEL URANIO Y TOKIO
puededecirselo mismo del U queestuvieraformandomineralespropios. Así, aunquese ha identificado uraniitasin alteraren la unidad02, incluida en biotita (LAM. 7.1
A), asícomo incluidaen el circón de la unidad06 (LAM. 7.1 E y C), la mayorpartede los cristalesoriginariosde uraninitaestánalteradosparcialo totalmente(LAM. 7. 1
D, E y F) y (LAM. 7.2 A, E, C y D), observándosesólo los huecosde su disolucióno ‘boxworks”. Generalmenteen estoshuecossuelenencontrarsecompuestoscomplejosde Fe y P concontenidosvariablede U (labia7.5).
Tabla7.5COMPOSICIÓNQUÍMICA DE LOS COMPUESTOSCOMPLEJOSDE U ANALIZADOS EN LAS DIFERENTES
UNIDADES DEL MACIZO DE CADAUO-CASLLLAS DE FLORES
27.3 24.5 11.7 7.4 4.2 22.3 34 2.1
AtO, 9.5 4.9 4 2.2 3.7 9.2 22.6 9.5
P,O, 29.9 25.3 17.9 49.2 17.2 27.2 32 II
CaO 3,7 3 3.7 3.8 2.8 4.3 .8 -
13.6 20.6 48.9 6.7 68.5 24.6 2.3 64.5
(JO, 4.3 6.6 11.9 19.5 1.9 20.7 8.8 6.6
- 0.7 - - 0.7 .4 2
SO . . - . 0.5 -
A’ - . - - - 4
Deacuerdoconestosdatos,los elementosqueformanestoscompuestosson casiconstantes,aunque pueden variar sus proporciones. Estos compuestoscomplejos,
ademásde localizarseen los huecosde disoluciónde la uraninita,tambiénaparecenenlos planos de exfoliación de la biotita cloritizada, de la clorita (LAM. 7.2 E) yrellenandomicrofisurasdel cuarzo (LAM. 7.2 F). El hecho de que la uraninita se
encuentreincluida en el circón y la biotita y quela mayorpartede los ‘boxworks’ selocalicenen la albitay el cuarzo,sugierequedicho mineraldeU empiezaa segregarseen las etapasmástempranasde la cristalizaciónmagmática,acentuándoseen las mástadías.Estacristalizacióntempranade la uraninitaes tambiénindicativo de la bajafo2
en la que cristalizan estos granitos,que puedeestarpor debajodel tampónNi-NiOFargeset al. (1992).
282
7.DISTRJBUCION GEOQUÍMICA Y MÍNERALOGICA DEL URAÑIO Y TOKIO
LÁMINA 7.1
A) Imagende electronesretrodispersadosdeun cristal dealbita(Ab) encontactoconotro debiotita
(Riot), la cual incluye un cristal de uraninita(U), circón (Zr), monacita(Mz) y apatito(Ap).
E) Imagendeelectronesretrodispersadosdelaasociacióncircón(1)/uraninita(2) incluidaencuarzo
(Q).
C) Imagende electronesretrodispersadosde diminutoscristalesde uraninitaincluidos en circón,
estandoambosincluidosen cuarzo (Q).
U) Imagendeelectronesretrodispersadosde un “boxwork” deuraninitaen un cristalde albita(Ab)
ocupadopor fosfatoscomplejosde Fe con U (1).
E) Imagendeelectronesretrodispersadosde un fenocristaldealbita(Ab) conmÁcroflsurasradiales,
el cual incluyeun “boxwork~ de uranintaocupadopor fosfatoscomplejosde Fe con U (U).
E) Imagende electronesretrodispersadcssdeun fenocristalde albita(Ab), en laque se observanun
‘boxwork” de uraninitaocupadopor óxidosde Fe (Fe)y restosde fosfatoscomplejosde Fe con
U (1).
283
7.DISTRIBUCION GEOQUÍMICA Y MINERALOGICA DEL URANIO Y TOKIO
iii) U en mineralessecundarios
De todos los minerales secundarios,la monacitaes el único que contieneconcentracionesdetectablesdeU (Tabla4.6). Porotra parte , si setiene en cuentaque
el contenidoen U de la monacitaprimaria estápor debajodel límite de deteccióndel
EDX, a excepciónde algunoscristalesde las cúpulasde La Fuentedel Espinar,se
puedepensarquela precipitaciónde la monacitasecundariacoincideparcialmenteconla alteraciónde unafaserica en U, probablementeuraninita.
En resumen,se puededecir queel U en estos granitosestádistribuido de la
siguientemanera:
(a) U en los mineralesaccesoriosrefractarios.(b) U en forma de uraninita.(c) U en monacitasecundaria.(d) U en compuestoscomplejosde Fe y P.
7.5 EL PAPEL DEL F Y EL P EN LA REDISTRIBUCIÓNMINERALÓGICA DEL U
Las relacionestexturalesestrechasentre la fluorita, la biotita cloritizada y los
restosde la monacitaalterada,asícomoentrela fluorita y los productosremovilizados
procedentesde la alteraciónde la monacitahacenpensaren la importanciadel F en ladesestabilizaciónde dichosmineralesy en el transportede los productos(LAM. 4. 1 Dy W y (LAM4.2 C). Aún así, la falta de datossobre las condicionesfísico-químicas
de las soluciones,dificulta la determinacióndel númerode procesosinvolucradosy sucronologíarelativa. No obstante,en alteracionessimilaresobservadasen el granito dereferencia de El Berrocal, Pérez del Villar et al. (1995), indicaron que dichas
alteraciones,aún siendo incipientes,persistíanhastaprofundidadesde 609 m. Estosdatosy la detenninaciónde unatemperaturamínimaentre300 y 350 0C, llevanaestosautoresa concluir que dichas alteracionestuvieron lugar en la etapadeutéricay/o
postmagmáticaprecoz,ya que ambasetapasson difíciles de distinguir. Además, deacuerdo con Finch (1993), indicaron que el F, por su carácteroxidante y por lasrelacionestexturalesentre la fluorita secundariay la uraninitadesestabilizada,fué el
284
7.DIS7?.ÍBUCION GEOQUíMICA Y MIA’ERALOGICA DEL URANIO Y TOKIO
LAMINA 7.2
A) Imagende electronesretrodispersadosde un fenocristal dealbita (Ab), incluyendoun cristalde
circón (Zr) y otro pseudomorfízadode uraninitacon fosfatosde Ca y U (1). Obsérvesecomo
ambasinclusionesestánrodeadospor oxi-hidróxidosde Fe (2).
B) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal de cuarzo (Q) que incluye restosde una
biotita (Bio) y un “boxwork” deuraninitaparcialmenterellenopor fosfatoscomplejosde Fe con
U (1).
C) Imagende electronesretrodispersadosde Jos fosfatoscomplejosde Fe con U (1), localizados
enel espaciointergranularentreun cristal de cuarzo (Q) y otro feldespatopotásico(KFd).
D) Imagen de electronesretrodispersadosde albita alterada(Ab), biotita, moscovitay apatito.
Obsérvesecomo la zonamásalteradaestáocupadapor óxidos de Fe (Fe) y fosfatoscomplejos
de Fecon U (1).
E) Imagende electronesretrodispersadosde un cristal decuarzomicrofisurado(3), incluyendoun
cristal xenomorfode apatito(2). Destacael rellenofisural compuestopor oxí-hidróxidosde Fe
con U (1).
E”) Imagendeelectronesretrodispersadosdeun cristal dealbita(Ab) moscovitizada(Mus). Destaca
la presenciadeun cristal de circónalterado(1) y fosfatoscomplejosde Fe conU, con diferente
concentraciónde U (2 y 3).
285
7.DiSTRIBUCÍON GEOQUíMICA Y MÍNERALOGICA DEL URA/Vio Y TOKIO
elementoresponsablede la alteraciónde los mineralesprimarios de U y del transporte
de los productosde dicha alteración.
Por otrapaste,aunquegranpartedel U puedeprocederde los fluidos residualescomo indican estos autores, la alteraciónde mineralescomo la biotita y el apatitotambiénpudoaumentarla actividadde esteelemento.Además,la presenciapremie de
Fe, Al, Si, Ca y P en casi todos los compuestoscomplejossecundanosde U, TRL y
Th, podríaindicar la alteraciónpreviao simultáneademineralesesencialesy accesorioscapacesde proporcionardichoselementos.Por ello, sepuededecirquela alteraciónde
la biotita, albita, monacita,uraninitay apatitoseproducen,en parte,en la mismaetapa.
Porúltimo, si las relacionestexturalessugierenqueel F esel agenteresponsablede la desestabilizacióny posteriortransportede los productosde la alteraciónde lauraninita ortomagmáticay la monacita,el P no parecejugar un papeldestacableen
ningunode estosprocesos.Porel contrario, la importanciacuantitativade esteelementoen la composiciónde todos los productossecundariosde U, inducea pensarque esteelementotuvo su relevanciaen la precipitacióndel U previamentemovilizado,másqueen la desestabilizaciónde susmineralesprimariosy en su transporte.
7.6 LA ROCA COMO FUENTE DE U Y EL ORIGEN DE LOS INDICIOS
Las característicasgeoquimicasy mineralógicasquedebende reunirseen unaroca graníticaparaconsiderarsecomo frente de U son:
(a) Tenerun contenidoen U superiorel contenidomedio de las rocasgraníticas.
Es decir > 3 ó 4 ppm.
(b) Que el U seencuentre,en su mayor parte, fuera de la estructurade losmineralesaccesoriosrefractarios,fonnandomineralesaccesoriospropios,
comola uraninita.
Si bien estasdos condicionesson necesarias,no son suficientes.Por ello, paraque la rocagraníticahayasido o searoca fuentede U es necesario,además,que esté
afectadaporprocesostectónicosy de alteraciónbidrotennalo meteórica.Estosprocesosson los responsablesde que los mineralesde U del granito, generalmenteincluidos en
286
ZDÍSTRÍBUCÍON GEOQUÍMICA Y MEVERALOGÍCA DEL URANIO Y TOKIO
los mineralesesenciales,se liberen de su escudoprotectory puedanser oxidadosy
disueltospor solucioneshidrotermaleso meteóricas.
Al aplicarestoscriteriosa las unidadesgraníticasdelmacizodeCadalso-CasillasdeFlores, seobservaquetodasellaspresentancontenidossuperioresa 4 ppm y que en
la mayoríade ellas se han localizadopequeñoscristalesde uraninita ortomagmática,
blindadapor sus mineralespatroneso, en su defecto, los “boxworks” o huecosde
disoluciónde dicho mineral.
En este mismo sentido,los datosobtenidossobre la distribuciónmineralógicadel U, tanto medianteregresiónmultiple como por análisis químico, han puestodemanifiestoque, al menosteóricamente,la mayorpartedel U de las unidadesdel primer
complejoestáen formade mineralespropios. Así mismo, las observacionesrealizadas
medianteSEM+EDX hanpuestode manifiestoqueel U, ademásde encontrarseen los
mineralesaccesoriosrefractariosy en formade uraninita,seencuentrafrecuentemente
formandocompuestoscomplejosde Fe y P.
Esto demuestraque los minerales primarios de U, fundamentalmentela
uraninita, han sido afectadospor procesospostmagmáticosde alteración,incluidos los
supergénicos,quemovilizaron, transportarony redistribuyeronel U por la roca.
En consequencia,dadoque la mayoríade las unidadesestudiadascumplenlascondicionesanteriormenteindicadas,sepuedeafamarquedichasunidadesson fértiles
en U y quehan sido y sonfuentesde esteelemento.
Por último, los indicios y mineralizacionesfilonianas de U encajadosen las
unidadesdel primercomplejo, corroboranla ideade queestosgranitosson las frentesprimarias del U concentrado en dichos filones. De esta manera, dichas
mineralizaciones,no estudiadaspor problemasde accesibilidada las laboresminerasrealizadasen ellas, seríanel resultadode la disolución, transportey depósito,a favorde fracturasy brechas,del U magmáticoexistenteen las rocasgraníticasencajantes.
287
Capitulo 8
CONCLUSIONES GENERALES
8.CONCLUSIONES GENERALES
8. CONCLUSIONES GENERALES
Aunqueen losdistintoscapítulosde estetrabajosehan incluidolas conclusiones
derivadasde la interpretacióndirectade los datos,esteúltimo recogelas conclusionesmásgeneralesdel estudio, segúnlos objetivos planteados:
(1) El macizode Cadalso-Casillasde flores forma partede las manifestacionesgraníticasde caráctertardi-postectónicodel SistemaCentral Español. Su cartografía
ponede manifiestoquedicho macizoestáconstituidopor seis unidadesprincipales yuna serie de afloramientosde extensiónreducida.Las relacionesespacialesexistentesentre las unidadesprincipales sugieren la existenciade dos etapasde intmsión. La
primen,quedió lugara las unidades01, 02, 03, 04 y los afloramientosG7B, formael denominadoprimercomplejoo de Payo,y la segunda,que originó las unidades05,06 y 07A, forma el segundocomplejoo de Peñaparda.
(2) De acuerdocon su mineralogíade “visu”, el primercomplejoestáformado
por granitosbiotíticos, de dos micas y moscovfticos,mientrasqueel segundolo estápor granitoscon biotita o moscovitadominante.
La asociación paragenéticaobservadaen todas las unidades diferenciadas(esencialesy accesorios)escaracterísticade los granitosperalumínicos,pobresen CaO
y ricos en P, del tipo-S.
(3) La relaciónA]IMg de la biotita de todaslasunidadesha permitidoclasificara amboscomplejoscomopertenecientesa la asociaciónalumino-potásica.Además,lasbiotitasde las unidadesdel primercomplejoseproyectanen el dominiodondecoexisten
la biotita, la cordierita y los silicatos alumínicos(01 y 02) y en el que coexistenlabiotita y la moscovita(03 y 04). Igualmente,las biotitasdel segundoserepartenentre
288
8.CONCLUSÍONES GENERALES
esos mismos dominios. Es decir, la biotita de 05 en el primero y la de 06 en el
segundo.
4) La evolución del componenteanortftico de la plagioclasa, la relación
Fe2~/Fe2~+Mgde la biotitay el contenidoen Ti de la moscovita,ponende manifiesto
que las cuatrounidadesprincipalesdel complejo de Payo estánrelacionadaspor unprocesode diferenciaciónmagmática(cristalizaciónfraccionada), desde 01 a 04,mientrasque entre las unidadesdel segundocomplejo dicha evolución es difícil de
establecerbasándosesólo en dichosparámetrosquñuico-mineralógicos.
(5) El contenido en minerales accesoriospone de manifiesto la evolución,
tambiénpor diferenciación,de las unidadesdel complejode Payo, la ausenciade tal
evoluciónen las unidadesdel complejode Peñaparda,y el comportamintogeoquímico
antagónicode los respectivosmagmas.Así, mientrasqueen el primer complejoelcontenidoen mineralesaccesoriosdisminuyedesde01 a 04; en el segundo,dicho
contenido aumenta desde05 a 06. Además, estos minerales accesoriosson decristalizaciónprecozen las unidadesdel primer complejoy de cristalizacióntardíaenlas del segundo.De la asociaciónde minerales accesorios,el circón es el más
representativode la evoluciónde amboscomplejos.
(6) El tratamientoestadistic.ode los datosquímicos,asícomosu representaciónen los diagramasde caracterizacióngeoquímica,han corroboradola existenciade los
doscomplejosgraníticosdiferenciados,de las unidadesque los componeny del “trend’evolutivoexistente,por diferenciaciónentrelas unidadesdel primercomplejo, el cualesmenosevidenteentrelas del segundo.Igualmente,ha permitido caracterizardichos
granitoscomoperalumínicos,pobresen CaOy anómalosen P205. Los espectrosde las
TR son típicos de los granitostipo-S y marcanigualmenteel procesode diferenciaciónque relaciona las unidades del primer complejo, corroborando además el
comportamientoanómalode los mineralesaccesoriosdel segundocomplejo.
(7) Aunquela falta de datosisotópicosy las alteracionesqueafectaronal macizo
de Cadalso-CasillasdeFlores impidenprecisarel origen y la evolucióndel mismo,el
289
8. CONCLUSIONES GENERALES
estudiopetrográficoy químico, tanto de los mineralescomo de la roca total, permite
aproximarsea las condicionesde formacióny evoluciónde estasrocas. Así, sesugiere
que estos gramtosson el producto de la fusión parcial, en condicionesanhidras,derocas sedimentariaspelíticas,a unapresión y temperaturaaproximadasde < 5 Kbar
y entre 665-865oc.
(8) La composiciónquímicade la biotita y la presenciade ilmenita, uraninita y
sulfurosortomagmáticosen todaslas unidadesindican quela cristalizaciónde éstasseprodujo en condicionesreductoras,por debajodel tampónNi-NiO.
(9) Dada la forma y orientacióndel macizo, así como el metamorfismode
contacto inducido en el encajante,el fundido ascendióprobablementepor fracturasprofundas,paraemplazarseposteriormenteen nivelesaltos de la corteza.
(10) Todas las unidadesestudiadasestán afectadaspor diversosprocesosde
alteraciónque, aunquedifíciles de ordenarrelativamenteen el tiempo, abarcandesdelos deutéricosy/o hidrotermalesmásprecoceshastalos supergénicos,incluyendoquizás
otros hidrotennalesmástardíosque los primeros. Los efectosde estosprocesosen las
diferentes unidadesseresumende la siguientemanera:
- Neoformaciónlocal de fibrolita en el contactoentre las unidades02 y 03.
- Cloritizaciónde la biotita y formación de FdK2 y rutilo.
- Transformaciónde la ilinenita en óxidos de Ti, probablementeanatasa.
- Transformaciónde la monacitaen apatito, allanita, fosfatoscomplejo de Th
y Ca, de ‘RL y de T?RL y Th, así comoformación de monacitasecundaria.
Formaciónde fluorita secundaria.
- Disolución parcial de la uraninitaortaniagmáticay formaciónde fosfatoscomplejosde Fe con U.
- Disolución parcial o total del apatitoprimario y de la albita, y formación de
290
8. CONCLUSIONES GENERALES
apatitosecundario.
- Adbitizaciónfisural o interesticial.
- Moscovitizaciónde la biotita, los feldespatosy la andalucita.
- Fibrolitización de la moscovitade todas las unidadesestudiadas.
- Sericitizaciónde la plagioclasa.
- Formaciónde sulfuros secundarios.
(11) La superposiciónde los procesosdealteraciónincluidos los supergénicos,
ha impedidoestablecerla secuenciarelativa de los mismos y las condicionesfisico-
químicasaproximadasen las que seprodujeron.
(12) Desdeel punto de vista metalogénico,estosgranitosson en generalricos
en U y los productosde la fusiónparcial de unafrentepelíticarica en dichoelemento.
El U, durante la fusión parcial< se fraccionadaen los fundidos generados,paracristalizar, durantela etapa magmáticay bajo condicionesreductoras,en forma de
uraninita y despuésde habersaturadolos mineralesaccesoriosrefractarios.
(13) Comoconsequenciade [o anterior, el U, inmediatamentedespuésde la
cristalizaciónmagmáticade las unidadesdel complejode Payo,estaríadistribuidoentrelos minerales accesoriosrefractarios como el circón, la xenotima, la monacita y
fundamentalmentela uraninita. Por el contrario, en las unidadesdel complejo dePeñaparda,el U estadaconcentradoen los mineralesaccesorios,principalmenteel
circón.
(14) La alteraciónde los mineralesesencialesdel granito durantesu compleja
historia postmagmática,incluyendo la etapa supergénica,facilitó la alteración de la
uraninitay los demásaccesoriosincluidosen aquellos,liberandoasíel U. Los sucesivos
procesosde removilizacióny reprecipitacióndel U, en diferentescondicionesfisico-químicas,son los responsablesde la distribuciónmineralógicaactualdeesteelemento,
quese resumeasí:
291
8. CONCLUSIONES GENERALES
(i) U en circón, xenotimay monacitano afectadospor la alteracion.
(ji) U en forma de uraninitasin alterar.
(iii) U en monacitasecundaria.
(iv) U adsorbidoen fosfatosde Fe.
(15) Porúltimo, las unidadesgraníticasdel complejode Payo, ademásde serricasen U, son fértiles en esteelementoen el sentido de serrocasfrenteo madredelmismo. Este caracterestá avalado por el hecho de que el U de estas rocas está
fundamentalmenteen forma de uraninita,mineral facilmentelixiviable en condicionesoxidantes, y por la existenciade mineralizacionesuraníferasencajadasen ellas. Las
caractedsticasmetalogénicasde estasmineralizacionesno se han determinadopor la
inaccesibilidadde las laboresminerasexistentes.
292
Cap flulo 9
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ANEXO 1. Tablas de química míneral
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‘o-00E4
ANEXO 2. Tablas de geoquímica
ANÁLISIS 0U»iicos DE LA UNIDAD 01
Nt Muestra
Sf02A1203Fe203FeONnOMgOCaoNa2OK201102P205H20+£02
6009 6003 6004 6002 2010 6006
68.2015.31
0.432.940.041.161.313.004.400.600.401.38
-
68.20 69.20 67.0013.16 15,01 15.880.74 0.60 0.852.57 2.90 3.350.04 ‘ 0.021.10 1.08 1.231.54 1.10 1.453.20 3.00 2.904.20 4.50 4.800.54 0.56 0.690.40 0.34 0.271.24 1.24 1.34
- - -
68.7015.00
1.102.800.031.300.844.004.400.790.331.250.11
65.1016.70
1.962.200.031.301.403.903.900.740.381.800.05
TOTAL 99.53 99.11 99.87 100.01 100.65 99.41
CooX
CooY
705200
4458200
704000 708800 710825
4452700 4456550 4454100
706650
4456050
705550
4456730
ELEMENTOSTRAZA
RaCeCrLaSrYZrRbLiFNiuTh
910839837
11925
216220
--
167.66
16.3
511 429 80587 82 89
110 118 15538 36 41
134 117 16426 27 28
224 216 246211 219 189
- . -- ‘ -
16 18 208.54 7.84 4.58
16.8 15.8 16.7
545789347
11523
236230
90969
108.6
18
67080
15051
14518
227247
981377
299.2
18
NORMA C.I.P.W
oQnAbAn
Fe-NyMg-NyMt1 LmApCCc
28.6226.0025.38
3.89
4.132.890.621.140.934.190.00
28.2024.8227.07
5.03
3.292.741.071 .030.933.510,00
29.7326.5925.38
3.24
3.922.690.871.060.794.020,00
25.6028.3624.9 4
5.43
4.353.061 .231 .310.633.930.00
24.7326.0033.84
1.32
2.983.241.591.500.763.180.25
23A923.0533.004A5
1 -253.242.841.410.884.550.11
ANÁLISIS QUÍMICOS DE LA UNIDAD 02
N MUESTRA 209 211 233 234 241 242 243 247
Si 02
A(203
Fe2O3Feo
NnOMgOCaO
Ma2O(20Ti 02
P205
H20+
£02
74.4014,00
0.41
1 .700.040.530.67
3.204.10
0.310.330.66
0.04
73.8014.50
1.01
1.52
0.020.62
0.7:33.40
4.50
0.400.340.86
0.04
73.7014.20
0.36
1 .66
0,050.630.912.90
5.00
0.350.37
0.60
0.03
71 .3014.40
0.47
1 .92
0.05
0.640.96
2.90
4.900.400,40
0.760.03
73.5013.52
0.40
2.60
0.05
0.790.77
2.903.700.41
0.28
0.89
73.50
14.44
0.222.180.02
0.640.76
3.20
4.40
0.370.280.63
0.02
71 .9014.30
0.86
1.48
0.020.660.913.40
4.500.390.28
0.54
0.03
72.1014.20
0.41
1 .700.02
0.650.60
2.80
4.50
0.330.36
1.29
0.03
TOTAL 100.37 101.74 100.76 99.13 99.81 100.64 99.27 98.99
C’é’éX 693330 693400 686000 686380 687875 689180 688450 690900CooY 4477350 4477530 4474250 4472450 4466100 4466450 4469250 4469500
ELEMENTOSTRAZA
225 29534 23
180 120
22 2158 105
11 12
127 83367 330180 85888 720
10 7
19 7.1213 8.5
NORMA C.I.P.W
0 34.70Gr 26.00Ab 25.38
An 1.99
35.14
27.3024.87
1.97
2.591.12
0.70
0.460.67
3.560.00
38.2623.6424.54
0.87
2.281.42
1 .030.59
0.83
4.99
0.00
RaCe
Cl’La
SrY2i~
Rb
LiFNi
UTI,
13033
16016
3810
59356105
59278.209.13
275
135
238916
73363
90668
11
18.1410.45
25543
142
2680
14
103278
21
7.512
410
33150
299213
135309140
114.28.3
28535
120
257311
135280
87754
12
7.213
26063
190297711
134305
180
201910.7
Fe-Hy
Ng-Hy
Mt1 (m
ApeCc
3.011 .79
0.42
0.760.81
3.880.07
31.4228.9527.92
1.01
1.20
1 .74
1 .350.76
0.76
4.00
0.09
31.8526.00
25.3 82.54
2.98
2.021 .230.84
0.794.42
0.00
35.1327.77
24.5 4
2.17
3.08
1 .79
0.280.78
0.76
4,25
0.07
33.18
27.18
25.38
2.47
3.03
1.690.86
0.66
0.673.60
0.00
36.2625.41
23.691.91
3.17
1.540.16
0.70
0.795.04
0.07
02 EOflt.
Nt MUESTRA 254 255 256 259 261 265 284 285
SiO2 72.30 72.63 72,70 71.40 69.80 73.40 71.70 72.20A1203 14.30 14.12 14.41 15.10 15.05 14.90 14.42 15.00
Fe2O3 0.29 0.48 0.71 0.93 0.85 0.19 0.59 0.11FeO 2.08 1.81 1.81 1.41 2,36 2.08 2.21 2.06
NnO 0,05 0.03 0.03 0,02 0.04 0.05 0.02 0.05
MgO 0.72 0.45 0.57 0.70 0.81 0.72 0.68 0.62CaO 0.90 0.78 0.65 0.69 0.96 0.91 0.88 0.87
NaZO 3.00 2.94 2.90 3.30 3,00 2.90 3.00 2,80
K20 4.40 4.62 4.00 4.90 4.40 4.70 4.60 4.30TiO2 0.40 0.24 0.31 0.40 0.44 0.41 0.35 0.37
P205 0,35 0.29 0.36 0,33 0.34 0.33 0.29 0.34
H20+ 0.60 0.85 E32 0.88 1.05 0.69 0.80 0.66COZ 0.03 - - 0.04 ‘ 0.03 ‘ 0.03
TOTAL 99.42 99.24 99.76 100.10 99.1 101.31 99.53 99.41
CooX 694775 695650 693450 696480 692950 687075 694575 693940
CooY 4473740 4472430 4471530 4469950 4467980 4468250 4474300 4466250
ELEMENTOSTRAZA
Ra 290Ce 67Cr 125
La =3
Sr 68Y 11u 74Rb 324Li 100
F 864Ni 12U 8.39Th 11.33
2303749107621
123307
247
11
221 310 322 345 381
39 39 60 71 52311 110 168 125 232
16 26 29 26 23
65 71 83 84 8621 12 14 12 11
121 137 156 76 133292 306 205 =88 266
115 70 -
- 706 - 560 -
48 9 27 32 3211 8.7 11.64 11 11.6815 12 13.59 9.5 12.44
NORMAC.1.P.W
31.4228.95
27.921.01
1.201 .741.350.760.76
4,000.09
26562
13520631172
28574
528
9
4.4
10.7
oof-AbAn
34.70
26.00
25.381 .99
35,1427.3024.87
1 .97
2.591.120.700.460.67
3.560.00
Fe-Hy
Hg-Ny
Mt¡ ICO
ApeCe
38,262364
24.54
0.87
2.281.421 .030.590.83
4.990,00
3.01
1 .790.420,76
0.813.880.07
31.8526.0025.382.54
2.982.021.230.840.794.420.00
35.1327.77
24.5 4
2.17
3.08
1 .790.280.78
0.76
4.250,07
33. 1827.1825.38
2.47
3.031.69
0.860.660.67
3.600.00
36.26
25,4123.69
1.91
3,17
1.54
0.16
0.700.79
5.040.07
02 cont.
Nt MUESTRA 286 287 290 291 295 1000 1001
Sf02AL203Fe20
3
FeoNnOMgOCaONaZOK20Ti02PZOSH20+
C02
70.8015.10
1 .0=1 .960,020.97
1.003.404.500.530.40
0.67
73.0014.00
0.38
2.000.020.45
o .ss2.405.000.310.260.57
0.03
73.6013.300.81
1 .88
0.05
0.81
0.732.60
3.500.420.32
0.84
0.03
72.1014.900.52
1 .78
0.05
0.620.832.90
4.300.390.35
0.750.03
71.40
14.60
0.461 .66
0.02
0.57
0.973.30
5,10
0.370.280.53
0.04
72.2014.600.32
2.140.020.69
0.943.10
4.30
0.350,26
0.96
73.50
14,10
0.17
2.01
0.020.63
0.882.704.40
0.310.25
1.20
TOTAL 100,37 99.29 99.89 99,52 99.30 99.88 100.17
CooX 693330 691460 699900 701675CooY 4462600 4464520 4466560 4461620
6973004461000
694750 6937504474670 4474230
ELEMENTOSTRAZA
Ra 315Ce 44Cr 110
La 33Sn 83Y 16u 165Rb 341
Li 175
1230Ni 20U 15Th 14
39024
110
29110
11
137271
85
145
11.86
20064
11523511283
35311
990
1115.58
15.3
31062
11522631067
34096
7321410.17
8.6
27038
135309414
123277
90772
133.5
15
235
165
166912
140327235
791313.6
360
245178110
131
302195
689
11.9
NORMA C.I.P.W
42.3020.68
22.001 .34
2.182.021.170.800.74
4.740’07
36.10
25.41
24.541 .64
2.291 .54
0.750.740.81
4.880.07
oO?’AbAn
Fe-Hy
Ng-Ny
Mt1 tun
ApCCc
30.47
2&5928.77
2.35
1.92
2.421.481.010.933.780.00
36.85
29.5 520.3 1
2.48
2.881.1=0.550.59
0.60
3.730.07
29.7030.1427.922.73
2.091 .42
0.670.700.65
2.650.09
33.9825.4126,23
2.96
3.12
1 .720.46
0.660.60
3.760,00
37.43
26.00
22.842.73
3.08
1 .570.250.59
0.58
3.900.00
ANÁLISIS QUíMICOS DE LA UNIDAD 03
N2 MUESTRA 221 2=3 225
5102
AL 203Fe203FeOMrOMgOCaONa20K20Ti 02
P205H20+£02
72.90
14.61
0.291.09
0.26
0.52
3.305.10
0.16
0,321 .14
73.3014.600.11.730.04
0.36
0.643.204.90
0.21
0.370.790.03
74.5014.630.481 .26
0.32
0.503.105.10
0.20
0.341.20
226 230 240 246
73.8013.92
0.11 .750,02
0.300.56
3.304.200.18
0.290.97
72.6013.80
0.46
0.940.04
0.290.51
3.204.80
0.19
0.37
0.830.02
73.7014.300.391.130.02
0.320.513.20
4.20
0.16
0.331.16
74.30
14.34
0.331 .23
0.020.310.54
3.204.10
0.010.321.18
TOTAL 99.70 100.27 99.63 99.39 98,05 99.41 99.88
CooX 691000 688450CooY 4475000 4475250
6873004475380
ELEMENTOS TRAZA
Ra 188Ce 27Cr 132La 12Ss- 56Y 11Zr 53Rb 388tiIt -
Ni 9U 4.17
Th 6.38
18031
1501143
660
39593
466
4.15
5.53
193 166
34 27192 145
15 1357 5611 1674 53
259 370
15 2512,01 6.514.14 8
NORMAC.I.P.W.
35.6430.1426.23
0.26
1.59
0.800.70
0.380.79
3.920.00
36.3924.8227.92
0.88
2.870.750.14
0.34
0.67
3.620.00
6872254474800
6879204474090
688650
4472230
6908504470700
15014
190
7446
5535764
646
215.4
191 161
31 24149 20014 1467 6421 2186 78
343 371
27 547 99 6
oDrAbAn
32.9030.14
27.920.49
33.8628.9527.07
0.57
2.820.900.14
0.40
0.863.83
0.07
Fe”Hy
Mg-Ny
Mt
ApeCe
1.520.65
0.420.30
0.743.480.00
34.6828.36
27.07
0.00
‘¡.11
0.720.67
0.36
0.86
3.340.05
37.6824.8227.07
0.37
1.53
0.800.57
0.30
0.76
4.350.00
38.3624.23
27.070.59
2.01
0.770.48
0.02
0.74
4.420.00
03 cont.
N’ MUESTRA =48 =49 298 57 63 12 6=
5102A [203Fe203FeONnOMgO
CaOMaZOK20Ti 02P2051420+C02
TOTAL
74.5014.61
0.281.180.020.29
0.48
3.20
4.100.140.301 .20
74.10
14.300.351.580.020.45
0.66
3.404.600.220.320.99
73.6014.100.391 .180.040.330.493.204.400.230.401.01
0.04
72.8213.600.581.370.020.44
0.60
2.665.000.290.39
1 .67
72.9013.800.241.68
0.02
0.33
0.642.50
5.40
0.290.35
1.15
72.5014.750.36
1.29
0.0=0.33
0.56
2.695.00
0.210.34
1 .28
73.3014.20
0.16
1 .80
0.02
0.33
0.52
2.20
5.900.200.40
1 .33
100.30 100.96 99.41 99.44 99.30 99.33 100.36
691250 688875 687585 686125 689000 689750 691000
CooY 4469830 4470630 4472610 4475400 4474500 4474000 4474000
ELEMENTOS TRAZA
17424
17010652079
365
266.7
11
231 16541 45
262 175
19 980 4821 5
114 71325 418
94- 556
32 46 3.96 6.67
24531
165
15578
132411
5612.6
18.7
24514
49513588
114
411
37519.512.6
190
130144511
134470
67
3316.1
20.4
210
1555
52
711
457
240
366.8
13.9
NORMAC.I.P.W
Q 38.79Gr 24.23
Ab 27.07An 0.42
1 .74
0.720.41
0.27
0.70
4.760.00
34.4927.18
28.771 .18
2.291,12
0.510.42
0.74
3.300.00
36.9526.00
27.070.00
1.54
0.820.57
0.440.93
4.080.09
36.6429.5522.50
0.43
1 .59
1.100.84
0.55
0.90
3.660.00
35.7031.91
21.150.89
2.45
0.820.35
0.550.81
3.520.00
36.1829.5522.76
0.56
1 .76
0.820.52
0.400.79
4.710.00
36.1234.86
18.610.00
2.880.82
0.230.380.93
4.200.00
COoX
RsCeCrLaSrYZrRbLiItNi
U
Th
Fe-Ny
Mg-NyMt
1 lmApCCc
ANÁLISIS QUÍMICOS DE LA UNIDAD 04
N~ MUESTRA 251 252 253 270 271 274 275
Sf02 72.80 71.90 73.80 72,30 73.30 72.90 73.30A1203 14.57 14.40 14.60 14.90 14.41 14.70 14.00Fe203 0.62 0.40 0.23 0.60 0.59 0.36 0.33FeO 0.94 0.90 0.87 0.72 0.89 1.14 0.96MnO 0.02 0.04 0.04 0.04 - 0.02 0.04
MgO 0.28 0.30 0.23 0.29 0.24 0.23 0.27CaO 0.59 0.50 0.48 0.61 0.52 0.58 0.48
Na2O 3.40 3.30 3.50 3.40 3.50 3.40 3.304.90 4.70 4.40 4.80 4.60 4.50 4.50
TiO2 0.15 0.16 0.13 0.17 0.12 0.13 0.15
P205 0.40 0,45 0.45 0.47 0.34 0,42 0.38HZO+ 1.14 1.14 0.83 0.92 1.16 1.00 0.69£02 ‘ 0.04 0.04 0,02 - ‘ 0.03
TOTAL 99.81 98.23 99.60 99.24 99.70 99.38 98.43
CooX 684300 682325 683250 688625 687825 687225 686=25CooY 4475880 4476220 4478500 4478890 4478330 4480190 4479950
ELEMEflTOS TRAZA
Ra 209 185 120 185 171 131 145
Ce 18 15 39 46 18 16 39Cr 176 135 165 115 171 209 130La 9 9 5 8 8 13 8Si- 54 48 34 43 49 47 42Y 7 7 4 7 6 20 4Zr 47 60 52 68 47 70 56Rb 309 356 448 373 338 350 393Li 90 90 100 ‘ 100
- 45= 528 408 - - 580Ni 20 12 13 7 17 59 4U 12.63 15 5 4.2 2.35 6 2.6Th 4.7 2 2.6 3.2 4.4 2 2.3
NORMA C.I.P.W
oGr
AbAnFe”Hy
Mg-Hy
Mt1 tniApeCc
33.2628.9528.77
0.311 .00
0.700.900.28
0.93
3.560.00
33.7527.7727.92
0.001.130.730.58
0.301 .043.890.09
35.6826.00
29.6 10.00
1 .270.57
0.330.251.044.080.09
33.4428.3628.77
0.000.62
0.72
0.870.3=1.094.110.05
34.3927.1829.61
0.360.95
0.600.860.230.793.540.00
34.76
26.5928.77
0.131.62
0.570.52
0.250.974.190.00
35.8826.5927.92
0.00
1 .320.670.480.280.88
3.700.07
04 cont.
N~MUESTRA 276
Sf02
A 1203Fe203Feo
NnOMgO
CaoNa20K20
Ti02P205H20+C02
277 281 264 268 68
74.80
13.700.690.820.040.220.62
3.504.100.150.520.85
0.05
72.9014.700.361.13
0.02
0.270.593.504.400.020.39
1.05
71.6014.50
0.69
0.820.020.300.58
4.004.900.170.581.200.04
74. 1014.90
0.46
0.900.020.230.63
3.604.400.13
0.461 . 13
73.00
14.800.39
1.180.040.340.492.904.800.18
0.481 .03o ‘.05
TOTAL 100.06 99.32 99.40 100.96 99.68 99.67
CooX 685830 684000 685625 686050 687875 684350CooY 4480550 4480100 4478430 4476090 4477190 4477450
ELEMENTOS TRAZA
182 20020 14
201 255
7 126= 4920 9
92 74
340 444
- 1801014
55 78 5.34 3.7
146 18512 4316 2557 8
57 41
20 6
64 66421 371
100- 804
27 91 3.983.5 3.8
NORMA C.I.P.W
34.3226.0029.61
0.38
1 .780.670.52
0.040.904.040.00
28.8=28.95
33,84
0.00
0.690.75
1.000.321.342.62
0.09
73.8014.500.231.170.020.28
0.593.704.100.140.390.75
EaCeCl’LaSi.yZrRbLiENiUTu
13038
2858
476
59468145
77=88.891 ‘5
175
250
446
6
73391245
6
35.6
Q0?’AbAn
Fe-Hy
Mg-HyMt1 lmApCCc
38.07
24.2329.610.00
0.760.551.00
0.281.203.510.11
35.4326.0030.46
0.12
1.100.57
0.67
0.251.074.170.00
36.5 128.3624.54
0.00
1.620.850.57
0.341.114.840.11
35.20
24.2331.30
0.38
1 .760.700.33
0.270.903.840.00
ANÁLISIS QUÍMICOS DE LA UNIDAD 05
N’ MUESTRA 3302 3306
SIOZ
A 1203
Fe203FeOMnO
MgQ
CaONaZOK20T102P205
H20+
coz
70.20
15.280.471 .04
0.40
0.19
2.50
5.300.20
0.46
2,98
70.4015.50
0.76
1.14
0.44
0,10
2.505.200.30
0.40
2.98
294 3303 3304 3305
70.5015.10
0.701 .440.0=0.56
0.29
3.004.900.35
0.42
2.230.06
67.10
16.700.691.00
0.02
0.44
0.454,40
5.80
0.270.502.21
0,11
69.7017.30
0.67
1.200.02
0.50
0.19
3.605.200.31
0.47
2.850.15
68.7017,00
0.82
0.970.02
0.42
0.234.30
4.800.33
0.46
2.91
0.26
TOTAL 99.17 99.82 99.57 99.69 99.31 101.22
CooX 696750 697250 696690 698400 697500 697450
CooY 4466530 4465540 4465880 4467000 4466700 4465120
ELEMENTOSTRAZA
Ea 250Ce 32Cr 80La 15
Sr 59y 5Zr 100
Rb 293Li -
E
Ni 5U 10.3
Th 6,06
252 230 255 30037 26 5 554 155 56 53
17 15 15 19
58 42 55 607 7 3 3
106 114 107 120
299 319 353 324- 135 51 110- 534 539 5919 14 5 4
7.83 13 11 116,89 11 2 2.9
NORMAC.I.P.W
34.8630.73
21.150.00
0.97
1.101.10
0.57
0.935.76
0.00
32.7728.9525.380.00
1.53
1 .391.01
0.66
0.974.86
0.14
215
563
13
353
117357
90
1051
412
4
o
GrAb
An
34.2331.3221.150.00
Fe” Hy
Mg”Hy
Mt1 Ini
Ap
eCc
1 .191.00
0.68
0.381.07
5.430.00
18.2634.2737.230.00
0.861.101.00
0.51
1.163.190.25
27.5830.7330.460.00
1.181 .25
0.97
0.591.09
5.750.34
24.4228.3636.380.0?)
0.60
1.051.19
0.63
1.074.730.59
ANÁLISIS QUÍMICOS DE LA UNIDAD GÓ
N’MU~STRA 2014
5102A[203
Fe2OS
FeO
MrOMgO
CaoMaZO1(20Si 02
P205H20+C02
TOTAL
69.30
15.48
0.44
1 .20
0.48
0.193.425.10
0.26
0.383.07
=012 2011 2013 2015 2016
71.6015.21
0.27
1 .23
0.38
0.20
2.40
5.800.25
0.34
2.08
69.6015.70
0.871.100.0=0.460.45
3.70
4.600.360.47
1.950.13
70.4015.60
0.891.00
0.0=0.370.48
3.50
3.90
0.30
0.541.590.10
70.30
15.60
0.69
0.64
0.020.16
0.41
4.404.50
0.22
0.511.89
0.22
71.00
15.20
0.65
0.67
0.0=0.20
0.44
5.003.90
0.200.462.060.14
99.32 99.75 99.40 98.60 99.56 99.94
CooX 703270 703900 702800 703590 703550 704200
CooY 4461280 4461450 4460950 4461050 4459250 4460650
ELEMENTOS TRAZA
28152212268
6126380
563426116
131391
4 57.3 8.45
15.7 12.1
315 260 175 135
26 52 3822 16 1053 37 34
5 5 5122 105 92395 464 452
100 170 93
1185 =137 13974 4 4
13 10 19
10 7.3 6.3
NORMAC.I.P.W
34.14
34.2720.3 1
0.00
1 .62
0.950.39
0.470.79
4.99
0.00
29.45
=7.18
31.300.00
0.74
1.151 .26
0.681.09
4.64
0.30
Ra
CeCrLa
Sr
YZr
Rb
Li
ENi
U
Th
150
541340
594
417
901317
420
6.3
oOn
AbAn
Fe-NyMg-NyMt
Y [ni
Ap
C
Cc
28.5330.14
28.930.00
1 .411.20
0.640.490.88
4.340.00
34.27
23.0529.6 1
0.00
0.64
0.9=1 .29
0.57
1.255.620.23
27.1=26.59
37.230.00
0.280.401.00
0.421.18
3.49
0.50
26.51
23.05
42.3 00.00
0.40
0.500.94
0.381.07
2.760.32
ANÁLISIS QUÍMICO DE TR DE LAS UNIDADES DEL PRIMER COMPLEJOSIN NORMALIZAR
N~ MUESTRA6002 6003 6004 6005 261 284 221 225 251 271
UNIDAD 01 01 01 01 02 02 03 G3 04 04
La 41.42 38.77 36.03 37.7 28.99 25.52 12.59 15.35 9.29 8.25Ce 89.35 87.00 82.11 83.47 60.19 54.22 27.42 34.14 18.64 18.77
Nd 42.73 39.52 37.96 40.49 30.57 26.60 13.14 15.69 9.66 8.59
Sm 9.03 8.39 8.09 8.55 7.57 6.13 3.62 3.82 2.72 2.46Eu 1.51 1.18 1.1 1.15 0.98 0.89 0.46 0.42 0.41 0.34
Cd 6.44 6.39 6.05 6.38 6.36 4.96 3.22 3.17 3.09 2.44
Dy 5.41 5.08 5.14 5.15 4.44 3.5 2.37 2.19 2.2 1.18En 2.58 2.35 2.73 2.32 3.08 2.0 1.24 1.17 1.24 1.07
Yb 2.46 2.35 2.34 2.13 1.81 1.11 . 0.69 0.65 0.49 0.54
tu 0.37 0.32 0.33 0.33 0.34 0.18 0.11 0.09 0.09 0.09
TOTAL 201.3 191.35 181.88 187.67 144.33 146.89 64.86 76.69 47.83 44.36
ANÁLISIS QUÍMICO DE TR DE LAS UNIDADES DEL SEGUNDOCOMPLEJOSIN NORMALIZAR
N’MUESTRA 3302 3306 2012 2014 258
UNfOAD 05 05 66 66 GTA
La 15.39 17.27 26.44 22.98 23.85C~ 32.62 37.25 56.75 52.53 52.23
Md 15.19 17.69 26.33 25.16 25.29
Sm 3.42 4.31 5.98 5.73 7.02
Eu 0.45 0.58 0.57 0.59 0.72Cd 2.7 3.39 4.5 3.75 6.0Dy 1.45 2.19 2.1 1.86 2.95
En 0.41 3.50 0.51 0.57 1.73
Yb 0.41 0.54 0.43 0.45 0.59tu 0.06 0.07 0.07 0.Q6 0.12
TOTAL 72.11 83.9 123.65 113.68 120.5
