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Abstract
Las pegmatitas del campo de Giraúl, Namibe(SW de Angola) encajan en series metapelíticas o metabasíticas del Arcaico superior. Las rocas metamórficas se encuentran afectadas por la orogenia Eburneana, formando pliegues muy apretados de dirección NW-SE y vergencia al SW, que tienen desarrollada esquistosidad de plano axial; los materiale se encuentran afectados por metamorfismo regional, sintectónico con esta deformación, en la facies de las anfibolitas. Una suite de rocas intrusivas de edad Eburneano tardío (2230 ± 48 Ma mediante isocrona con Sm/Nd; edades discordantes de 1795±41 Ma y 1728±2.5 Ma mediante U/Pb) se emplazan coincidiendo con los estadios deformativos póstumos, y están poco o nada deformados. Comprenden, por orden decreciente de edad, piroxenitas, hornblenditas, gabronoritas,dioritas, tonalitas, granodioritas, leucogranitossieníticos y leucomonzogranitos, así como pegmatitas graníticas. Por sus características geoquímicas pueden clasificarse como granitos de tipo I calcoalcalinos, asociados a un contexto de arcos de islas volcánicas, si bien en los leucogranitos su mineralogía, composición peralumínica e isótopos radiogénicos (åNd(t)= - 2,217) denotan un elevado grado de contaminación crustal. Se han diferenciado, en base a criterios de composición mineral y de estructura interna, cinco tipos de pegmatitas (I, II, III, IV y V). Corresponden a la clase LCT. El tipo I (estéril) es el único que está confinado a los leucogranitos y cuyo contacto con éstos es gradual; presenta una estructura concéntrica sencilla, con dos zonas intermedias (que pueden contener berilo) y un núcleo de cuarzo, a veces rosado, de calidad gemológica. Los principales minerales son microclina, plagioclasa y cuarzo, con granate, chorlo y moscovita como principales accesorios.El tipo II (estéril) posee, además de las zonas anteriores, zonas de borde y de pared.Se componen de microclina, albita y cuarzo; como accesorios hay granate, moscovita,biotita y berilo verde; en estadios tardíos aparece una ligera albitización con trazas de minerales del grupo de la columbita. El tipo III (subtipo de berilo-columbita), además de las zonas y minerales anteriores, posee una tercera zona intermedia con cristales de tamaño bloques, y está enriquecidoen minerales del grupo de la columbita,reemplazados por minerales del grupo del pirocloro. El tipo IV (subtipo de berilo-columbitafosfato) tiene una estructura parecida a la anterior, si bien con unidades albíticas tardías reemplazantes (vetas albíticas y vetas de cuarzo-moscovita-elbaíta). Además, en las zonas intermedias son muy abundantes los fosfatos de la secuencia trifilita ferrisickleritaheterosita; el berilo y los minerales del grupo de la columbita también están presentes. La albitización tardía produce el reemplazamiento de los fosfatos primarios por alluaudita; la columbita se ve reemplazada por minerales del grupo del pirocloro. El tipo V (espodumena) es el más evolucionado; aunque no presenta fosfatos en las primeras zonas intermedias, en la tercera zona intermedia predomina la espodumena como mineral esencial, con ambligonita y escasa petalita (muy reemplazada por cuarzo+espodumena); la columbita es relativamente común y es reemplazada por microlita. En los estadios subsolidus se forman vetas albíticas y vetas de cuarzo-moscovita (litínica o lepidolita)-elbaíta; en los estadios póstumos la nanpingita (mica de Cs) reemplaza a la moscovita. La geoquímica mineral de los componentes pegmatíticos revela tendenciasde enriquecimiento progresivo en 1-2 órdenes de magnitud en Rb, Cs, Ga, P en microclina y moscovita desde las primeras zonas en cristalizar a las más tardías, y de las pegmatitas. Gonçalves, Antonio Olimpio; Paniagua Condado, Andrés; Melgarejo Draper, Joan Carles
Full text
http://zaguan.unizar .es
TDR-UZ [ T esis D oc torales en R ed U niv ersidad de Z aragoza]
Antonio Olimpio Gonçalv es
Caracterización mineralógica, geoquímica y petrog e n é tica de
las pegmatitas graníticas de Giraúl, Namibe , Angola
T esis Doc toral
Universidad de Zar agoza
ÍNDICE
Dedic atori a.
Agradecimientos.
Resumen en Castellano 1
Abstract 3
1. CÁPITULO DE INTRODUCCIÓN ....................................................................................... 5
1.1. Antecedentes s obre las pegmatitas en Angola ................................................. 5
1.2. ESTADO ACTUAL DEL CONOCIMIEN TO DE LAS PEGMATITAS .......................... 7
1.2.1. Introducción ................................................................................................... 7
1.2.2. Conceptos generales sobre las pegmatitas graníticas .................................... 7
1.2.3. Interés económico de las pegm atitas graníticas ............................................. 8
1 .2.4. Reseña histórica sobre la evoluc ión de las investigaciones
s obre pegmatitas graníticas ..................................................... 9
1.2.5. Clasificación de las pegmatitas graníticas ................................................... 11
1.2.6. MORFOLOGÍA Y ESTRUCTURA IN TERNA DE PEGMATITAS DE
ELEMENTOS RAROS…… .......................................................................................... 13
1.2.6.1 Pegmatitas homogéneas ............................................................................. 13
1.2.6.2. Pegmatitas zonadas ................................................................................... 13
1.2.7. ASOCIACIONES MINERALES DE LAS PEGMATITAS GRANÍTICAS............... 15
1.2.7.1. Pegmatitas abisales ................................................................................... 15
1.2.7.2. Pegmatitas de moscovita ........................................................................... 16
1.2.7.3. PEGMATITAS ABISALES DE LA CLASE DE ELEMENTOS RAROS ............... 16
1.2.7.3.1. Pegmatitas de tipo tierras raras, tipo allanita y m onacita ....................... 16
1.2.7.3.2. Pegmatitas de tierras tipo g adolinita ...................................................... 19
1.2.7.3.3. Pegmatita de elem entos raros tipo berilo ............................................... 18
1.2.7.3.4. Pegmatitas de elem entos raros complejas tipo espodum ena ................ 19
1.2.7.3.5. Pegmatitas de elem entos raros complejas de petalita ............................ 20
1.2.7.3.6. Pegmatitas de elem entos raros de lepidolita ......................................... 21
1.2.7.3.7. Pegmatitas de elem entos raros de elbaíta ............................................. 21
1.2.7.3.8. Pegmatitas de elem entos raros de ambligonita ...................................... 22
1.2.7.3.9. Pegmatitas de elem entos raros de tipo-espodumena ............................. 23
1.2.7.3.10. Pegmatitas de elem entos raros de tipo albita ....................................... 23
1.2.7.4. PEGMATITAS MIAROLÍTICAS .............................................................................. 24
1.3. OBJETIVOS ............................................................................................................. ...... 25
1.4. M ETODOLOGÍ A ........................................................................................................... 27
1.4.1. CARTOGRAFÍA Y MUESTREO ............................................................... 27
1.4.2. MÉTODOS PARA LA CARACTERIZACIÓN DE LA
MINERALOGÍA ....................................................................................... ... 27
1.4.2.1. Microscopía óptica de luz transmitida y reflejad a .................................... 27
1.4.2.2. Microsc opía electrónica de barrido .......................................................... 27
1.4.2.3. Difractrometría de rayos X ....................................................................... 28
1.4.2.4. Microsonda electrónica............................................................................. 28
1.4.3. ANALISIS QUÍMICOS DE ROCA TOTAL .............................................. 33
1.4.4.1. Fluorescencia de rayos X .......................................................................... 33
1.4.4.2. ICP-MS .................................................................................................... . 33
1.4.5. INCLUSIONES FLUIDAS ......................................................................... 33
1.4.5.1. Metodología y muestreo ........................................................................... 33
1.4.5.1. Microsonda Raman ................................................................................... 34
1.4.6. ISÓTOPOS .................................................................................................. 34
1.4.6.1. Sm-Nd ....................................................................................................... 34
1.4.6.2. U-Pb ...................................................................................................... .... 34
CAPÍTULO II….. ............................................................................................................... ..... 35
2. 1.SITUACIÓN GEOGRÁFICA ........................................................................................... 35
2. 2.I NTRODUCCIÓN A. LA GEOL OGÍA DE AFRICA ................................... 39
2.2.1. INTRODUCIÓN .......................................................................................... 39
2.2.2. GEOLOGÍA DE LOS NÚCLEOS CRATÓNICO S ARCAICOS
(ARCONES) ....................................................................................... ........ 41
2.2.3. DESARROLLO DE BASAME NTO DEL PALEOPROTEROZOICO ..... 42
2.2.4. DESARROLLO DE BASAMENTO DEL MESOPROTEROZOICO ....... 43
2.2.5 DESARROLLO DE BASAMENTO DE NE OPROTEROZOICO ........... 43
2.2.6. DESARROLLO FANEROZOICO ............................................................. 45
2.3. PANORAMA GENERAL DE LA GEOL OGÍA DE ANGOLA .................................... 53
2.3.1 INTRODUCIÓN ........................................................................................... 53
2.3.2 CICLOS DEL MESOARCAICO ................................................................. 54
2.3.2.1. Series del Mesoarcaico ............................................................................ 54
2.3.2.2. Actividad tectonomagm ática del Mesoarcaico ......................................... 55
2.3.3. CICLO LIMPOPO- LIBERIANO (2700±200 Ma) ..................................... 56
2.3.3.2. Actividad tectonomagm á tica del Neoarcaico ........................................... 57
2.3.4. EL CICLO EBURNEANO .......................................................................... 57
2.3.3.3. Intrusivos del Proterozoico inferior .......................................................... 58
2.3.2.3. EL CICLO KIBARIANO-GRENVILLIANO .......................................... 60
2.3.5. EL CICLO PANAFRICANO ..................................................................... 63
2.4. SITUACIÓN GEOLÓGICA ............................................................................................ 75
CAPÍTULO III….. ............................................................................................................. .... 79
3.1. GEOLOGÍA DE LA ZONA DE ESTUDIO .................................................................... 79
3.1.1 La serie Precámbrica ..................................................................................... 79
3.1.2. La deformación y el m eta morfism o Precámbricos ...................................... 84
3 1.3. Rocas intrusivas del Precámbrico ................................................................ 96
3.1.4. La serie del Fanerozoico ............................................................................ 117
3.1.4.5. Fracturación Fanerozoica ........................................................................ 120
3.1.4.6. Intrusivos del Mesozoico ........................................................................ 121
3. 2. GEOQUÍMICA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS ..................................................... 123
3.2.1. Metodología e instrumental ....................................................................... 12 3
3.3. GEOQUÍMICA DE ISÓTOPOS RADIOGÉNICOS .................................................... 137
3.3.1. Introducción ............................................................................................... 137
3.3.2. Método de trabajo ...................................................................................... 139
3.3.3. Resultados .................................................................................................. 140
3.3.4. Discusión y conclusiones .......................................................................... 144
CAPÍTULO IV….. ............................................................................................................... . 145
4.1. ESTRUCTURA DEL CAMPO PEGMATÍTICO ........................................................... 145
4.1.1. Introducción ................................................................................................ 145
4.1.2. Tipología de las pegmatitas d el campo....................................................... 145
4.1.3. Distribución de los diferentes tipos de pegmatit as en el campo de
Giraúl ............................................................................................... .............. 147
CAPÍTULO V….. ................................................................................................................ . 149
5.1. PEGMATITAS DE TIPO I ............................................................................................. 149
5.1.1. Caracteres generales ................................................................................. .. 149
5.1.2. Estructura interna y mineralogía................................................................ 151
5.1.3. Secuencia de cristalización ......................................................................... 161
5.2. PEGMATITAS DE TIPO I: GEOQUÍMICA MINERAL ............................................. 163
5.2.1. FELDESPATO POTÁSICO ...................................................................... 163
5.2.1.1. Elementos m ayores ........................................................................ 163
5.2.1.2. Elementos trazas ......................................................................... ... 164
5.2.2. MOSCOVITA ............................................................................................ 166
5.2.2.1. Elementos m ayores ........................................................................ 166
5.2.2.2. Elementos trazas ......................................................................... ... 167
5.2.3. GRANATES ............................................................................................... .. 170
5.2.4. CIRCÓN ................................................................................................. ...... 171
5.2.5. BERILO ................................................................................................. ....... 171
5.2.6. GRUPO DE LA TURMALINA ................................................................... 172
CAPÍTULO VI….. ............................................................................................................... . 177
6.1. PEGMATITAS DE TIPO II ............................................................................................ 177
6.1.1. Características generales................................................................................ 177
6.1.2. Estructura interna y mineralogía................................................................... 180
6.1.3. Secuencia de cristalización ............................................................................ 192
6.2. PEGMATITAS DE TIPO II: GEOQUÍMICA MINERAL ............................................ 195
6.2.1. FELDESPATO POTÁSICO ......................................................................... 195
6.2.1.1. Elementos m ayores ........................................................................... 195
6.2.1.2. Elementos trazas ............................................................................ ... 196
6.2.2. PLAGIOCLASA .......................................................................................... 2 00
6.2.2.3. MOSCOVITA ............................................................................................ 200
6.2.2.2. Elementos m ayores ........................................................................ 200
6.2.3.2. Elementos trazas ......................................................................... ... 202
6.2.4. GRANATE ................................................................................................. ... 206
6.2.5. CIRCÓN .................................................................................................. ...... 207
6.2.6. BERILO .................................................................................................. ....... 207
6.2.7. GRUPO DE LA TURMALINA .................................................................... 208
6.2.8. APATITO ...................................................................................................... 212
6.2.8. GRUPO DE LA COLUMBITA .................................................................... 212
CAPÍTULO VII….. .............................................................................................................. . 213
7.1. PEGMATITAS DE TIPO III ........................................................................................... 213
7.1.1. Características generales................................................................................ 213
7.1.2. Estructura interna y mineralogía................................................................... 213
7.1.3. Secuencia de cristalización ............................................................................ 225
7.2. PEGMATITAS DE TIPO III: GEOQUÍMICA MINERAL .......................................... 227
7.2.1. FELDESPATO POTÁSICO .......................................................................... 227
7.2.1.1. Elementos m ayores ............................................................................ 227
7.2.1.2. Elementos trazas ............................................................................. ... 227
7.2.2. MOSCOVITA ................................................................................................ 231
7.2.2.1. Elementos m ayores ............................................................................ 231
7.2.2.2. Elementos trazas ............................................................................. ... 231
7.2.3. GRANATE ..................................................................................................... 236
7.2.4. CIRCÓN ................................................................................................... ...... 237
7.2.5. GRUPO DE LA TURMALINA ..................................................................... 238
7.2.6. APATITO .................................................................................................. ..... 242
7.2.7. GRUPO DE LA COLUMBITA ..................................................................... 242
7.2.8. GRUPO DEL PIROCLORO .......................................................................... 243
CAPÍTULO VIII….. ............................................................................................................. 247
8.1. PEGMATITAS DE TIPO IV .......................................................................................... 247
8.1.1. Características generales................................................................................ 247
8.1.2. Estructura interna y mineralogía ................................................................... 249
8.1.3. Secuencia de cristalización ............................................................................. 283
8.2. PEGMATITAS DE TIPO IV: GEOQUÍMICA MINERAL .......................................... 287
8.2.1. FELDESPATO POTÁSICO .......................................................................... 287
8.2.1.1. Elementos m ayores ............................................................................ 287
8.2.1.2. Elementos trazas ............................................................................. ... 291
8.2.2. MOSCOVITA ................................................................................................ 291
8.2.2.1. Elementos m ayores ............................................................................ 291
8.2.2.2. Elementos trazas ............................................................................. ... 292
8.2.3. GRANATE ...................................................................................................... 296
8.2.4. CIRCÓN .................................................................................................... ...... 297
8.2.5. BERILO .................................................................................................... ....... 298
8.2.6. GRUPO DE LA TURMALINA ...................................................................... 300
8.2.7. GRUPO DE ANFIBOLES DE Li .................................................................. 315
8.2.8. MONTEBRASITA-AMBLIGONITA ............................................................ 316
8.2.9. GRUPO DE LA FERRISICKLERITA-SICKLERITA ................................... 317
8.2.9. HETEROSITA – PURPURITA ...................................................................... 318
8.2.10. GRUPO DE LA ALLUAUDITA ................................................................ 319
8.2.10. GRUPO DEL APATITO .............................................................................. 320
8.2.11. ÓXIDOS DE Nb-Ta ...................................................................................... 320
8.2.8. GRUPO DEL PIROCLORO ........................................................................... 324
CAPÍTULO IX….. ............................................................................................................... . 327
9.1. PEGMATITAS DE TIPO V... ......................................................................................... 327
9.1.1. Características generales ................................................................................. 327
9.1.2. Estructura interna y mineralogía .................................................................... 329
9.1.3. Secuencia de cristalización .............................................................................. 343
9.2. PEGMATITAS DE TIPO V: GEOQUÍMICA MINERAL ............................................ 347
9.2.1. FELDESPATO POTÁSICO ........................................................................... 347
9.2.1.1. Elementos m ayores ............................................................................. 347
9.2.1.2. Elementos trazas .............................................................................. ... 347
9.2.2. MOSCOVITA ................................................................................................. 351
9.2.2.1. Elementos m ayores ............................................................................. 351
9.2.2.2. Elementos trazas .............................................................................. ... 352
9.2.3. MICAS DE LITIO ........................................................................................... 355
9.2.4. GRANATE ................................................................................................... ... 358
9.2.5. CIRCÓN .................................................................................................... ...... 360
9.2.6. ESPODUMENA .............................................................................................. 3 60
9.2.7. GRUPO DE LA TURMALINA ...................................................................... 360
9.2.8. MONTEBRASITA-AMBLIGONITA ............................................................ 365
9.2.9. GRUPO DEL APATITO ................................................................................ 366
9.2.10. GRUPO DE LA COLUMBITA .................................................................... 366
9.2.11. GRUPO DEL PIROCLORO ......................................................................... 367
9.2.12. CASITERITA ............................................................................................... . 372
9.3. INCLUSIONES FLUIDAS ............................................................................................ 369
9.3.1. Introducción .............................................................................................. ....... 369
9.3.2. Metodología de muestreo ................................................................................ 37 2
9.3.3. Petrografía de las inclusiones .......................................................................... 3 72
9.3.4. Microtermometría .......................................................................................... .. 375
9.3.5. Discusión ................................................................................................. ........ 377
CAPÍTULO X….. ................................................................................................................ . 379
10.1. EVOLUCIÓN DE LA ESTRCTURA IN TERNA A NIVEL DE CAMPO .............. 379
10.2. EVOLUCIÓN DE LA MINERALOGÍA ...................................................................... 383
10.3. EVOLUCIÓN EN LA GE OQUÍMICA MINERAL ..................................................... 387
10.3.1. Introducción .............................................................................................. ...... 387
10.3.2. Evolución geoquímica en microclina ............................................................. 387
10.3.3 MOSCOVITA ................................................................................................. 392
10.3.4. BERILO .................................................................................................... ...... 398
10.3.5. GRUPO DE LA TURMALINA .................................................................... 498
10.3.6. GRUPO DE LOS GRANATES ..................................................................... 404
10.3.7. CIRCÓN .................................................................................................... ..... 406
10.3.8. GRUPO DEL APATITO ................................................................................ 407
10.3.9. GRUPO DE LA COLUMBITA ..................................................................... 408
10.4. MODELO DE CRISTALIZACIÓN DE LA S PEGM ATITAS DE GIRAÚL ............. 411
10.4.1. Condiciones de cristalización ......................................................................... 411
10.4.2. Evolución de la cristalización ......................................................................... 41 2
10.4.3. Concentración subsolidus de elementos raros ............................................... 413
CAPÍTULO XI….. .............................................................................................................. . 415
11.1. IMPLICACIONES EN LA EXPLORAC IÓN DE ELEMENTOS RAROS ................. 415
11.1. 1.Criterios y técnica de exploración de pegmatitas de elem entos raros (Nb-
Ta-Rb-Cs-Li) ............................................................................................ ........ 415
11.1.2. Potencial metalogenéti co de los granitoides del campo de Giraúl,
indicadores geoquímicos .................................................................................. . 416
11.1.3. Indicadores basados en la geoquímica m ineral en las
pegmatitas ............................................................................................... ........... 418
11.1.4. Diseño de futuras campañas de exploración en el Precám brico de Angola ............. 422
11.2. IMPLICACIONES EN LA EXPL OTACIÓN DE LOS RECURSOS ......................... 425
11.2. 1. Minerales de inte rés gemológi co .............................................. 425
11.2. 2. Feldespa to .............................................................................. 425
11 .2.3. Tánt alo ................................................................................... 428
12. CONCLUSIONES… …………………. . ..................................................... 429
13. REFERENC IAS ..................................................................................... 431
ÍNDICE
Dedic atori a.
Agradecimientos.
Resumen en Castellano 1
Abstract 3
1. CÁPITULO DE INTRODUCCIÓN ....................................................................................... 5
1.1. Antecedentes s obre las pegmatitas en Angola ................................................. 5
1.2. ESTADO ACTUAL DEL CONOCIMIEN TO DE LAS PEGMATITAS .......................... 7
1.2.1. Introducción ................................................................................................... 7
1.2.2. Conceptos generales sobre las pegmatitas graníticas .................................... 7
1.2.3. Interés económico de las pegm atitas graníticas ............................................. 8
1 .2.4. Reseña histórica sobre la evol uc ión de las investigaciones
s obre pegmatitas graníticas ..................................................... 9
1.2.5. Clasificación de las pegmatitas graníticas ................................................... 11
1.2.6. MORFOLOGÍA Y ESTRUCTURA IN TERNA DE PEGMATITAS DE
ELEMENTOS RAROS…… .......................................................................................... 13
1.2.6.1 Pegmatitas homogéneas ............................................................................. 13
1.2.6.2. Pegmatitas zonadas ................................................................................... 13
1.2.7. ASOCIACIONES MINERALES DE LAS PEGMATITAS GRANÍTICAS............... 15
1.2.7.1. Pegmatitas abisales ................................................................................... 15
1.2.7.2. Pegmatitas de moscovita ........................................................................... 16
1.2.7.3. PEGMATITAS ABISALES DE LA CLASE DE ELEMENTOS RAROS ............... 16
1.2.7.3.1. Pegmatitas de tipo tierras raras, tipo allanita y m onacita ....................... 16
1.2.7.3.2. Pegmatitas de tierras tipo g adolinita ...................................................... 19
1.2.7.3.3. Pegmatita de elem entos raros tipo berilo ............................................... 18
1.2.7.3.4. Pegmatitas de elem entos raros complejas tipo espodum ena ................ 19
1.2.7.3.5. Pegmatitas de elem entos raros complejas de petalita ............................ 20
1.2.7.3.6. Pegmatitas de elem entos raros de lepidolita ......................................... 21
1.2.7.3.7. Pegmatitas de elem entos raros de elbaíta ............................................. 21
1.2.7.3.8. Pegmatitas de elem entos raros de ambligonita ...................................... 22
1.2.7.3.9. Pegmatitas de elem entos raros de tipo-espodumena ............................. 23
1.2.7.3.10. Pegmatitas de elem entos raros de tipo albita ....................................... 23
1.2.7.4. PEGMATITAS MIAROLÍTICAS .............................................................................. 24
1.3. OBJETIVOS ............................................................................................................. ...... 25
1.4. M ETODOLOGÍ A ........................................................................................................... 27
1.4.1. CARTOGRAFÍA Y MUESTREO ............................................................... 27
1.4.2. MÉTODOS PARA LA CARACTERIZACIÓN DE LA
MINERALOGÍA ....................................................................................... ... 27
1.4.2.1. Microscopía óptica de luz transmitida y reflejad a .................................... 27
1.4.2.2. Microsc opía electrónica de barrido .......................................................... 27
1.4.2.3. Difractrometría de rayos X ....................................................................... 28
1.4.2.4. Microsonda electrónica............................................................................. 28
1.4.3. ANALISIS QUÍMICOS DE ROCA TOTAL .............................................. 33
1.4.4.1. Fluorescencia de rayos X .......................................................................... 33
1.4.4.2. ICP-MS .................................................................................................... . 33
1.4.5. INCLUSIONES FLUIDAS ......................................................................... 33
1.4.5.1. Metodología y muestreo ........................................................................... 33
1.4.5.1. Microsonda Raman ................................................................................... 34
1.4.6. ISÓTOPOS .................................................................................................. 34
1.4.6.1. Sm-Nd ....................................................................................................... 34
1.4.6.2. U-Pb ...................................................................................................... .... 34
CAPÍTULO II….. ............................................................................................................... ..... 35
2. 1.SITUACIÓN GEOGRÁFICA ........................................................................................... 35
2. 2.I NTRODUCCIÓN A. LA GEOL OGÍA DE AFRICA ................................... 39
2.2.1. INTRODUCIÓN .......................................................................................... 39
2.2.2. GEOLOGÍA DE LOS NÚCLEOS CRATÓNICO S ARCAICOS
(ARCONES) ....................................................................................... ........ 41
2.2.3. DESARROLLO DE BASAME NTO DEL PALEOPROTEROZOICO ..... 42
2.2.4. DESARROLLO DE BASAMENTO DEL MESOPROTEROZOICO ....... 43
2.2.5 DESARROLLO DE BASAMENTO DE NE OPROTEROZOICO ........... 43
2.2.6. DESARROLLO FANEROZOICO ............................................................. 45
2.3. PANORAMA GENERAL DE LA GEOL OGÍA DE ANGOLA .................................... 53
2.3.1 INTRODUCIÓN ........................................................................................... 53
2.3.2 CICLOS DEL MESOARCAICO ................................................................. 54
2.3.2.1. Series del Mesoarcaico ............................................................................ 54
2.3.2.2. Actividad tectonomagm ática del Mesoarcaico ......................................... 55
2.3.3. CICLO LIMPOPO- LIBERIANO (2700±200 Ma) ..................................... 56
2.3.3.2. Actividad tectonomagm á tica del Neoarcaico ........................................... 57
2.3.4. EL CICLO EBURNEANO .......................................................................... 57
2.3.3.3. Intrusivos del Proterozoico inferior .......................................................... 58
2.3.2.3. EL CICLO KIBARIANO-GRENVILLIANO .......................................... 60
2.3.5. EL CICLO PANAFRICANO ..................................................................... 63
2.4. SITUACIÓN GEOLÓGICA ............................................................................................ 75
CAPÍTULO III….. ............................................................................................................. .... 79
3.1. GEOLOGÍA DE LA ZONA DE ESTUDIO .................................................................... 79
3.1.1 La serie Precámbrica ..................................................................................... 79
3.1.2. La deformación y el m eta morfism o Precámbricos ...................................... 84
3 1.3. Rocas intrusivas del Precámbrico ................................................................ 96
3.1.4. La serie del Fanerozoico ............................................................................ 117
3.1.4.5. Fracturación Fanerozoica ........................................................................ 120
3.1.4.6. Intrusivos del Mesozoico ........................................................................ 121
3. 2. GEOQUÍMICA DE LAS ROCAS PLUTÓNICAS ..................................................... 123
3.2.1. Metodología e instrumental ....................................................................... 12 3
3.3. GEOQUÍMICA DE ISÓTOPOS RADIOGÉNICOS .................................................... 137
3.3.1. Introducción ............................................................................................... 137
3.3.2. Método de trabajo ...................................................................................... 139
3.3.3. Resultados .................................................................................................. 140
3.3.4. Discusión y conclusiones .......................................................................... 144
CAPÍTULO IV….. ............................................................................................................... . 145
4.1. ESTRUCTURA DEL CAMPO PEGMATÍTICO ........................................................... 145
4.1.1. Introducción ................................................................................................ 145
4.1.2. Tipología de las pegmatitas d el campo....................................................... 145
4.1.3. Distribución de los diferentes tipos de pegmatit as en el campo de
Giraúl ............................................................................................... .............. 147
CAPÍTULO V….. ................................................................................................................ . 149
5.1. PEGMATITAS DE TIPO I ............................................................................................. 149
5.1.1. Caracteres generales ................................................................................. .. 149
5.1.2. Estructura interna y mineralogía................................................................ 151
5.1.3. Secuencia de cristalización ......................................................................... 161
5.2. PEGMATITAS DE TIPO I: GEOQUÍMICA MINERAL ............................................. 163
5.2.1. FELDESPATO POTÁSICO ...................................................................... 163
5.2.1.1. Elementos m ayores ........................................................................ 163
5.2.1.2. Elementos trazas ......................................................................... ... 164
5.2.2. MOSCOVITA ............................................................................................ 166
5.2.2.1. Elementos m ayores ........................................................................ 166
5.2.2.2. Elementos trazas ......................................................................... ... 167
5.2.3. GRANATES ............................................................................................... .. 170
5.2.4. CIRCÓN ................................................................................................. ...... 171
5.2.5. BERILO ................................................................................................. ....... 171
5.2.6. GRUPO DE LA TURMALINA ................................................................... 172
CAPÍTULO VI….. ............................................................................................................... . 177
6.1. PEGMATITAS DE TIPO II ............................................................................................ 177
6.1.1. Características generales................................................................................ 177
6.1.2. Estructura interna y mineralogía................................................................... 180
6.1.3. Secuencia de cristalización ............................................................................ 192
6.2. PEGMATITAS DE TIPO II: GEOQUÍMICA MINERAL ............................................ 195
6.2.1. FELDESPATO POTÁSICO ......................................................................... 195
6.2.1.1. Elementos m ayores ........................................................................... 195
6.2.1.2. Elementos trazas ............................................................................ ... 196
6.2.2. PLAGIOCLASA .......................................................................................... 2 00
6.2.2.3. MOSCOVITA ............................................................................................ 200
6.2.2.2. Elementos m ayores ........................................................................ 200
6.2.3.2. Elementos trazas ......................................................................... ... 202
6.2.4. GRANATE ................................................................................................. ... 206
6.2.5. CIRCÓN .................................................................................................. ...... 207
6.2.6. BERILO .................................................................................................. ....... 207
6.2.7. GRUPO DE LA TURMALINA .................................................................... 208
6.2.8. APATITO ...................................................................................................... 212
6.2.8. GRUPO DE LA COLUMBITA .................................................................... 212
CAPÍTULO VII….. .............................................................................................................. . 213
7.1. PEGMATITAS DE TIPO III ........................................................................................... 213
7.1.1. Características generales................................................................................ 213
7.1.2. Estructura interna y mineralogía................................................................... 213
7.1.3. Secuencia de cristalización ............................................................................ 225
7.2. PEGMATITAS DE TIPO III: GEOQUÍMICA MINERAL .......................................... 227
7.2.1. FELDESPATO POTÁSICO .......................................................................... 227
1 Resumen
RESUMEN
Las pegmatitas del campo de Giraúl, Namibe
(SW de Angola) encajan en series metapelíticas o
metabasíticas del Arcaico superior . Las rocas
metamórficas se encuentran afectadas por la orogenia
Eburneana, formando pliegues muy apretados de
dirección NW -SE y vergencia al SW , que tienen
desarrollada esquistosidad de plano axial; los materiales
se encuentran afectados por metamorfismo regional,
sintectónico con esta deformación, en la facies de las
anfibolitas.
Una suite de rocas intrusivas de edad
Eburneano tardío (2230 ± 48 Ma mediante
isocrona con Sm/Nd; edades discordantes de
1795±41 Ma y 1728±2.5 Ma mediante U/Pb)
se emplazan coincidiendo con los estadios
deformativos póstumos, y están poco o nada
deformados. Comprenden, por orden decreciente
de edad, piroxenitas, hornblenditas, gabronoritas,
dioritas, tonalitas, granodioritas, leucogranitos
sieníticos y leucomonzogranitos, así como
pegmatitas graníticas. Por sus características
geoquímicas pueden clasi fi carse como granitos de
tipo I calcoalcalinos, asociados a un contexto de
arcos de islas volcánicas, si bien en los leucogranitos
su mineralogía, composición peralumínica e isótopos
radiogénicos (å Nd(t) = - 2,217) denotan un elevado
grado de contaminación crustal.
Se han diferenciado, en base a criterios de
composición mineral y de estructura interna, cinco
tipos de pegmatitas (I, II, III, IV y V).
Corresponden a la clase LCT .
El tipo I (estéril) es el único que está
confinado a los leucogranitos y cuyo contacto
con éstos es gradual; presenta una estructura
concéntrica sencilla, con dos zonas intermedias
(que pueden contener berilo) y un núcleo de
cuarzo, a veces rosado, de calidad gemológica.
Los principales minerales son microclina,
plagioclasa y cuarzo, con granate, chorlo y
moscovita como principales accesorios.
El tipo II (estéril) posee, además de las
zonas anteriores, zonas de borde y de pared.
Se componen de microclina, albita y cuarzo;
como accesorios hay granate, moscovita,
biotita y berilo verde; en estadios tardíos
aparece una ligera albitización con trazas de
minerales del grupo de la columbita.
El tipo III (subtipo de berilo-columbita),
además de las zonas y minerales anteriores,
posee una tercera zona intermedia con
cristales de tamaño bloques, y está enriquecido
en minerales del grupo de la columbita,
reemplazados por minerales del grupo del
pirocloro.
El tipo IV (subtipo de berilo-columbita-
fosfato) tiene una estructura parecida a la
anterior , si bien con unidades albíticas tardías
reemplazantes (vetas albíticas y vetas de
cuarzo-moscovita-elbaíta). Además, en las
zonas intermedias son muy abundantes los
fosfatos de la secuencia trifilita-ferrisicklerita-
heterosita; el berilo y los minerales del grupo
de la columbita también están presentes. La
albitización tardía produce el reemplazamiento
de los fosfatos primarios por alluaudita; la
columbita se ve reemplazada por minerales del
grupo del pirocloro.
El tipo V (espodumena) es el más
evolucionado; aunque no presenta fosfatos en
las primeras zonas intermedias, en la tercera
zona intermedia predomina la espodumena
como mineral esencial, con ambligonita y
escasa petalita (muy reemplazada por
cuarzo+espodumena); la columbita es
relativamente común y es reemplazada por
microlita. En los estadios subsolidus se forman
vetas albíticas y vetas de cuarzo-moscovita
(litínica o lepidolita)-elbaíta; en los estadios
póstumos la nanpingita (mica de Cs) reemplaza
a la moscovita.
La geoquímica mineral de los
componentes pegmatíticos revela tendencias
de enriquecimiento progresivo en 1-2 órdenes
de magnitud en Rb, Cs, Ga, P en microclina y
moscovita desde las primeras zonas en
cristalizar a las más tardías, y de las pegmatitas
2 RESUMEN
más sencillas (tipo I) a las más complejas (tipo
V). La moscovita , además, se enriquece en el
mismo sentido en F , Li, T a, Sn. En el granate hay
un neto enriquecimiento en Mn y depresión en
Mg en el mismo sentido, en el circón es de
enriquecimiento en Hf, en la columbita-tantalita,
en T a, y en la turmalina, de enriquecimiento en
Al, Li y F . Esta evolución geoquímica, sumada a
la evolución e composición mineral y estructural
de las pegmatitas, sugieren que todas estas
pegmatitas proceden de la misma fuente y se
formaron por fraccionamiento de los magmas
leucograníticos. Apoyan esta hipótesis lo s datos
de isótopos radiogénicos (discordias de la
misma edad para granitoides y pegmatitas) .
Las inclusiones fluidas en pegmatitas tipo
V sugieren condiciones de cristalización en la
tercera zona intermedia de 460-500ºC y 3,2-
3,4 kbar para la espodumena (a partir de un
fluido con 4.3-13% NaCl eq y sin CO 2 ), y 330
y 400ºC y entre 2,6 y 3 kbar para la
ambligonita (a partir de un fluido 4.3-8.4 %
NaCl eq y ÷ CO 2 =0.184).
Los leucogranitos se consideran los
granitos parentales de las pegmatitas, y por su
contenido en elementos raros pueden
considerarse altamente fraccionados, pero no
llegan a la categoría de granitos fértiles. En
consecuencia, el campo de Giraúl generado a
partir de ellos es comparativamente pobre en
elementos raros, particularmente en T a y Cs. Pese
a ello, las pegmatitas presentan posibilidades de
explotación, particularmente para feldespatos de
alta pureza; además, el cuarzo rosa puede ser
empleado para gemología.
Los minerales del grupo de la columbita
se encuentran en poca cantidad y son pobres
en T a, por lo que sólo podrían ser beneficiados
como subproducto de la explotación de
feldespato.
3 Abstract
ABSTRACT
The Giraul granitic pegmatitic field, Namibe
(SW Angola), is hosted in Upper Archaic
metabasites or metapelitic series. These
metamorphic rocks are affected by the Eburnean
orogeny . They have narrow folds with direction
NW -SE and vergence SW , with an axial plane
schistosity; these rocks are affected by regional
matamorphism of amphibolitic facies, syntectonic
with this deformation.
A suite of intrusive rocks gives Late
Eburnean age (2230 ± 48 m.y .) by Sm/Nd dating
and discordant ages of 1795±41 m.y . and
1728±2.5 m.y . by U/Pb. This suite is placed
during the maximum deformative stages and are
low or non-deformed. They comprise, from older
to younger , piroxenites, hornblendites,
gabbronorites, diorites, tonalites, granodiorites,
syenitic leucogranites, leucomonzogranites, and
granitic pegmatites.
According to the geochemical
characteristics, these rocks can be classified as
calc-alkaline type I granites, associated to a
volcanic island-arc environment, although the
mineralogy peraluminous composition and
radiogenic isotopy (å Nd(t) = - 2,217) of
leucogranites indicate a high degree of crustal
contamination.
On the basis of mineral composition and
internal structure, five pegmatite types have been
distinguished (I, II, III, IV y V). They belong to
the LCT class.
T ype I (barren) is the only hosted in
leucogranites. There is a gradual transition
between them and leucogranite. They have a
single concentric structure, with two intermediate
zones (where beryl can occur) and a quartz core,
sometimes pink, of gemmological quality . The main
minerals are microcline, plagioclase and quartz,
with garnet, schorl and muscovite as accessories.
T ype II (barren) pegmatites, in addition to
the above zones, have a border and wall zone.
They are composed of microcline, albite and
quartz. Garnet, muscovite, biotite and green beryl
are accesories. Slight albitization occurs in the late
stages, with the formation scarce columbite group
minerals.
T ype III (beryl-columbite subtype), in
addition to the previous zones and minerals, has
a third intermediate zone with blocky crystals, and
rich in columbite group minerals which are
replaced by pyrochlore group minerals.
T ype IV (beryl-columbite-phosphate
subtype) has similar structure than type III but
with replacement by late albitic units (albitic veins
and quartz-muscovite-elbaite veins). In addition,
phosphates of the triphylite-ferrisicklerite-
heterosite sequence and minerals of the columbite
group are widespread and beryl also occur .
During late albitization alluaudite replace the
primary phosphates and pyrochlore group
minerals replace columbite.
T ype V (spodumene) is the most evolved.
Phosphates do not occur in the first intermediate
zones but in the third intermediate zone
spodumene is predominant, and amblygonite and
traces of petalite (replaced by spodumene+quartz)
also occur . Columbite is common and often it is
replaced by microlite. During the subsolidus stages
albite and quartz-Li-rich muscovite (or lepidolite)-
elbaite veins are formed. In the latest stages
nanpingite (Cs-rich mica) replaces muscovite.
Mineral geochemistry of the pegmatitic
components reveals two trends of progressive
enrichment in 1-2 orders of magnitude in Rb, Cs,
Ga, P in microcline and muscovite from the early
zones to crystallize to the latest, and from the single
pegmatites (type I) to the most complex (type V).
In addition, muscovite evolves in the same sense
in F , Li, T a, Sn. Garnet has an enrichment in Mn
and a decrease in Mg. Zircon has an increase in
the Hf content and columbite-tantalite, in T a. In
tourmaline there is an enrichment in Al, Li and F .
This geochemical evolution, together with the
mineral and structural evolution, suggest that all
these pegmatites come from the same source and
were formed by fractionation of the leucogranitic
4 ABSTRACT
magmas. This hypothesis is in accordance to the
radiogenic iso topes (discordances of the same
age for granites and pegmatites).
Fluid inclusions from type V pegmatites
suggest conditions of crystallization in the third
intermediate zone of 460-500ºC and 3,2-3,4
kbar for spodumene (from a fluid with 4.3-13
wt.% eq. NaCl and without CO 2 ), and 400ºC
and 2,6 - 3 kbar for amblygonite (from a fluid
of 4.3-8.4 wt. % eq. NaCl and ÷ CO 2 =0.184).
Leucogranites are the parental granites of
these pegmatites. They can be considered as
highly evolved by to their content in rare-
elements, but they cannot be classified as fertile
granites. Consequently , the Giraúl pegmatitic
field generated from them, is relatively poor in
rare-elements, mainly in T a and Cs.
Nevertheless, these pegmatites have
possibilities of exploitation, specially by highly
pure feldspars and pink quartz can be used in
gemmology . Columbite group minerals occur
in low contents and are T a-poor , then they only
could be exploited as a sub product of the
feldspar exploitation.
5 1.1. Antecedentes sobr e las pegmatitas en Angola
1.1. ANTECEDENTES SOBRE LAS
PEGMA TIT AS EN ANGOLA
El conocimiento de las pegmatitas en
Angola es muy bajo hasta la actualidad, por lo
que las perspectivas de descubrir nuevos
yacimientos de elementos raros es muy grande
en este país, puesto que en el mismo existen
grandes extensiones de territorio con
afloramientos de rocas metamórficas de grado
alto y medio, en las que se encuentran este tipo
de depósitos.
Actualmente ya son conocidos algunos
yacimientos en la parte Norte y Suroeste de
Angola, que fueron puestos en exploración
durante el período comprendido entre los años
1939 a 1969 por la Companhia Minera de
Lobito.
De este modo, en la parte norte de Angola
hemos podido encontrar en el registro de
minas correspondientes a estos años citas de
demarcación y documentos inéditos sobre los
yacimientos de pegmatitas ricas en moscovita,
como los de Muxexe, Cassalengues,
Quizambilo, Cabaça, Mussa-Saca, Mabubas,
Kicabo, Noreste de Luanda, Província do
Bengo, encajados dentro de rocas
metamórficas (esquistos). De todos estos
yacimientos, sólo existe una reseña publicada,
en la que se listan los yacimientos y se
describen las características de las rocas en
muestras de mano de los yacimientos de
Angola, en especial los de la zona del río
Dande y Ambriz en la provincia de Bengo y
los de Praia do Mondongal en la provincia de
Benguela (Bebiano, 1946). La variedad más
representativa de moscovita es de alta calidad
para uso industrial, cuyos cristales pueden
alcanzar los 80 cm de diámetro en algunos
casos (T orre de Asunção, 1946). En cambio
los yacimientos de Mabubas, Quicabo y los
afloramientos cerca de la Barra de Dande son
pegmatitas primitivas con concentraciones de
cuarzo, feldespato de mala calidad para
industria, biotita, granate y turmalina chorlo.
Geraldes (1976) destaca en algunas de las
pegmatitas la presencia de berilo y de
sillimanita. Además, el Servicio Geológico de
Angola (1992) señala que en el campo
pegmatítico de Dande llegó a extraerse berilo
(yacimiento de Quizambilo), y que existen
otros indicios de este mineral en Zenza Norte
y Zenza Sul, en los que el mineral sería
bertrandita. En este caso la ley de BeO
oscilaría entre 0,002 y 2,2%. El volumen total
del mineral extraído en estos yacimientos entre
el período comprendido de 1939 a 1962
ronda los 3.056 toneladas. La mayor parte de
la producción fue exportada para los E.U.A,
Francia, Alemaña y España.
En la zona de Chibemba (provincia de
Lubango), entre Chibemba y Chiange existen
algunas pegmatitas de hasta 5 km de longitud
y dirección NW , asociadas al emplazamiento
de intrusivos graníticos situadas entre Lupale,
Pocolo y Chiange (Motta Marques, 1966).
Al suroeste de Angola se conocen también
los yacimientos de pegmatitas del campo de
Giraúl, con mas de 400 km 2 al este de la
provincia de Namibe; la longitud de las
pegmatitas del mismo puede alcanzar unos
centenares de metros de largo y un espesor
que en ocasiones oscila entre los 10 a 30 m.
El Servicio Geológico de Angola (1992), en
la memoria que acompaña al mapa
metalogenético de Angola evaluó en estas
pegmatitas la reserva total de feldespatos de
alta calidad para la industria de cerámica,
proponiendo unas reservas entre 300.000-
500.000 toneladas. Además, la SGA da fe de
la explotación de los recursos de BeO del
campo entre 1969 y 1973, etapa en que se
extrajeron unas 380 t de concentrado de berilo
con una ley de 12% BeO. No obstante, este
servicio menciona también la existencia de
pegmatitas con lepidolita y espodumena,
acompañadas de minerales de Nb-T a. Por otra
parte, Carvalho (1993) cita, además, la
presencia de autunita y heterosita en Giraúl.
6 CAPÍTULO I-INTRODUCCIÓN
En la zona de Chibia en Lubango se cita
la existencia de berilo en pegmatitas intruidas
en el complejo ultrabásico de Cunene
(Carvalho, 1993); para Carvalho y Alves
(1990) estas pegmatitas serían resultado de un
proceso de segregación de un magma básico.
Pocos son los datos de geocronología de
las pegmatitas de Angola. Sin embargo,
Ferreira de Silva et al. (1973) establecen la
edad de pegmatitas de la zona de Cacula -
Quilengues y Chicomba (provincia de
Lubango). Estos autores estudian pegmatitas
emplazadas en el interior de intrusivos
graníticos. En unas pegmatitas gráficas
obtienen una edad de 1043±57 Ma en
feldespato potásico mediante K/Ar , cosa que
indicaría una edad Kibariana; en otras
pegmatitas moscovíticas obtienen una edad de
1753 y 1826 Ma en moscovitas mediante K/
Ar (por lo que pertenecerían a estadios tardíos
del ciclo Eburneano). Finalmente, Simpson y
Otto (1960) establecieron a partir del método
de Rb/Sr una edad de 1 190 Ma para una
pegmatita que corta al complejo gabro-
anortosítico de Cunene al SW de V ila Puiva
Couceiro, también en la provincia de Lubango.
21
1.2. Estado actual del conocimiento de las pegmatitas graníticas
cookeíta o la bikitaíta (productos de alteración
de elbaíta, petalita o espudomena), asociadas
a la adularia, cuarzo, zeolitas y carbonatos.
Este estadio también puede ser responsable
de la formación de montmorillonita y caolín,
como producto de de alteración de los
feldespatos y espodumena.
Durante la alteración supergénica se
puede formar un amplio espectro de fases
oxidadas de Sb y fosfatos secundarios.
1.7.3.6. Pegmatitas de elementos raros de
lepidolita
Se caracterizan por contener lepidolita
como principal mineral de litio. Ejemplos de
este tipo de pegmatitas son los de Brown
Derby en Gunnison, Colorado (Heinrich,
1967), en Mora Country , Nuevo México
(Jahns 1953), las pegmatitas asociadas al
leucogranito de Geer Lake, Manitoba, Canadá
( Èerný et al., 2005), las pegmatitas
Chvalovice, Dobrá V oda y Lastovickyen en la
república Checa (Novak et al. 1992; Novak y
Èerný, 1998) y las pegmatitas de Chèdeville,
Macizo Central Francés (Raimbault, 1998).
Una de las pegmatitas más estudiadas del
mundo, la de T anco, Manitoba, Canadá,
pertenece a este subtipo ( Èerný e t al., 1998;
Selway et al., 2000). Este subtipo de
pegmatita se encuentra a menudo bandeado
con unidades asimétricas.
La zona de borde y pared están
fundamentalmente compuestas por albita,
cuarzo, moscovita y menores cantidades de
feldespato potásico. Los minerales accesorios
para estas zonas son apatito, berilo, fluorita,
espesartina y chorlo; más raramente hay
biotita. Además, en la zona de exocontacto se
ha encontrado fluorita (Heinrich, 1962).
Además, en la zona de pared es muy común la
presencia de monacita y betafita; la turmalina
policroma puede estar presente.
Las zonas intermedias comúnmente se
componen de grandes cristales de feldespato
potásico, berilo y espesartina; además, la
elbaíta también puede estar presente. Puede
aparecer triplita, apatito y topacio (Fontan, et
al 1976). En ocasiones, el núcleo de cuarzo
presenta apófisis, con minerales como topacio,
ambligonita, apatito, berilo, minerales de Nb-
T a, gahnita, espesartina y espodumena.
Las unidades de reemplazamiento
frecuentemente están enriquecidas en
lepidolita, albita, elbaíta y , en menor medida,
minerales de Nb-T a y berilo.
T ambién aparecen remplazamientos
hidrotermales de baja temperatura. En las
pegmatitas con cavidades miarolíticas tienen
lugar diversos estadios, en el primero se
forma la paragénesis de elbaíta, cuarzo,
feldespatos, micas, berilo, polucita, apatito,
casiterita y óxidos de Nb-T a.
El segundo estadio se caracteriza por la
cristalización progresiva de los minerales
formados en el estadio anterior y culmina con
la ruptura de los minerales; además, se
producen sobrecrecimientos de grano muy fino
en los feldespatos, pseudomorfismo de la
turmalina por lepidolita y del berilo por las
fases de Be de baja temperatura (herderita y
bavenita), y cristalización de fases de T a muy
evolucionadas (rynersonita) y malayaíta.
En el tercer estadio se forma cookeíta,
zeolitas, calcita y los minerales del grupo de
la arcilla, que cementan completamente las
cavidades.
1.7.3.7. Pegmatitas de elementos raros de
elbaíta
Este subtipo de pegmatitas se encuentra
en el campo pegmatítico del Moldanúbico en
el Macizo de Bohemia (Novák y Povondra,
1993; Novak, Èerný et al., 1998) y las
pegmatitas asociadas al batolito O’Grady ,
Canadá (Ercitt et al., 1999), entre otros
lugares. En este subtipo aparece elbaíta como
mineral portador de Li, así como otros
minerales ricos en boro. Estas pegmatitas
muestran gradaciones transicionales hacia el
subtipo de lepidolita.
Estas pegmatitas presentan una zona de
borde compuesta por cuarzo, plagioclasa,
feldespato potásico de grano fino, y biotita
como mineral accesorio. La zona de pared está
formada por feldespato potásico con textura
gráfica con cuarzo; en cambio, la zona
22 CAPÍTULO I-INTRODUCCIÓN
intermedia contiene cuarzo masivo, albita,
chorlo y , en ocasiones, granate. El núcleo está
constituido por feldespato potásico (y a veces
algo de cuarzo).
Las unidades albíticas, por lo general, se
encuentran en las partes más centrales de los
cuerpos pegmatíticos. Comúnmente están
compuestas por láminas de grano medio a
grueso de albita y turmalina (chorlo a elbaíta
o liddicoatita), incluyendo granate con
moscovita; en cambio, la lepidolita es muy
escasa en esta unidad. Como minerales
accesorios aparecen casiterita, columbita,
rutilo rico en niobio, apatito, circón
hambergita y polucita.
En estas pegmatitas son abundantes las
cavidades miarolíticas, ubicadas
principalmente cerca de las unidades de
bloques y albíticas. Están constituidas por
feldespato potásico, cuarzo ahumado y elbaíta,
con una pequeña proporción de albita. Como
minerales accesorios aparecen casiterita,
circón, y lepidolita, además de minerales
tardíos, entre los que destacan bertrandita,
bavenita, danburita, datolita y boromoscovita.
1.2.7.3.8. Pegmatitas de elementos raros
de ambligonita
El clásico ejemplo de este subtipo de
pegmatitas son las pegmatitas de V iitaniemi,
en Finlandia (V olborth, 1954; Lahti, 1981) y
alguna de las pegmatitas de Malagasy ,
Madagascar (Pezzota, 2001). Este subtipo se
caracteriza por una gran actividad de P , que
provoca la desestabilización de los
aluminiosilicatos de litio.
Las zonas de borde y pared están
compuestas mayoritariamente por plagioclasa,
cuarzo y moscovita, con predominio de chorlo-
dravita, y algo de feldespato potásico. El
apatito y la biotita se hallan como accesorios.
Además, en la zona de pared se cuenta berilo,
almandino, apatito, sulfuros, arseniuros y
tucholita (uraninita mezclada con materia
carbonosa).
Las zonas intermedias están compuestas
por feldespato potásico, agregados de albita-
cuarzo-moscovita y berilo. Las pegmatitas
más evolucionadas suelen estar mineralizadas
en columbita-tantalita, torita, casiterita y
circón; además, la moscovita puede ser
reemplazada por lepidolita, y puede aparecer
elbaíta (verdelita).
Comúnmente se encuentran distintos
núcleos con alongamientos irregulares.
Los cuerpos de reemplazamiento forman
vetas de granulometría media y con
mineralogía similar a la zona intermedia. Los
fenómenos de reemplazamiento por albita
(sacaroidea o clevelandítica) son frecuentes,
y ocasionalmente lo son por microclina, cuarzo
y moscovita. Los minerales accesorios más
comunes en estas unidades son: berilo rosa
(muy rico en Cs), tantalita (muy rica en Mn),
microlita, tapiolita, wodginita (con
herzenbergita), casiterita, uraninita, lepidolita
(ésta, en la zona más externa de cristales
zonados de moscovita).
En los bordes de estos cuerpos
comúnmente aparece la elbaíta zonal;
generalmente la espodumena está ausente y ,
cuando aparece, se encuentra alterada a
cookeíta, moscovita y arcillas. T ambién son
muy comunes minerales de la serie ambligonita-
montebrasita, granate (tipo espesartina),
circón, casiterita, fluorita, löllingita, con
inclusiones de antimonio y bismuto nativos, y
una gran variedad de sulfuros, apatito
mangánico azul, triplita, trifilita-litiofilita y
beusita. Junto a las cavidades miarolíticas
puede aparecer el topacio, fosfatos de la
asociación Ca-Mg-Fe-Li, que forman así una
alteración muy típica de los fosfatos, conocida
como la secuencia ferriscklerita-heterosita-
alluaudita.
Durante los estadios hidrotermales tardíos
los fosfatos de Ca-Fe-Mn-Mg-Li se alteran,
formando fosfatos secundarios, entre los que
destacan vivianita, metavivianita, fosfosiderita,
strengita, switzerita, laueíta, rockbridgeíta,
jahnsita, strunzita, reddingita, huréaulita y
fairfieldita. En cambio, los fosfatos pertenecientes
a la asociación alumínica generalmente se alteran
a morinita, viitaniemiíta, crandallita y eosforita.
En los estadios hidrotermales, el berilo se
puede encontrar reemplazado por bertrandita,
micas, feldespatos, arcillas, fluorita, cuarzo,
hurlbutita, berilonita, herderita, vayrenynita,
23
1.2. Estado actual del conocimiento de las pegmatitas graníticas
moraesita y bityita.
Los sulfuros de Sb y Bi se alteran
formando óxidos característicos como
senarmonita, valentinita, estibiconita y
quermesita.
1.2.7.3.9. Pegmatitas de elementos raros
de tipo albita-espodumena
Este tipo de pegmatita representa el
ejemplo más común de las pegmatitas ricas
en litio; difiere del subtipo de pegmatita de
espodumena en que sus diques son de
composición y textura homogénea. Clásicos
ejemplos de estas pegmatitas se han descrito
en los EE.UU. en los depósitos de Kings
Mountain, Carolina del Norte (Kunasz, 1982)
y en Peg Claims, Maine (Sundelius, 1963) y
algunas pegmatitas de la región de Seinäjoki,
Finlandia (Hannu, 2001).
La zona de borde mayoritariamente está
compuesta por cuarzo y moscovita y ,
ocasionalmente, berilo y fosfatos de la
asociación Fe-Mn-Li, chorlo, apatito y
granate. El contacto entre esta zona y la de
pared está marcado por el predominio de
albita, cuarzo y moscovita, así como pequeñas
cantidades de feldespato potásico y
espodumena y , ocasionalmente, casiterita
(Heinrich, 1964; Kunasz, 1982).
La zona intermedia, que constituye el
90% del volumen de los cuerpos
pegmatíticos, se compone de feldespato
potásico y espodumena, con albita y
ocasionalmente cuarzo, aunque muy
raramente puede aparecer la moscovita.
La ausencia del núcleo de cuarzo es
generalizado; y cuando está presente, aparece
en las partes centrales de los diques en forma
de bolsas de cuarzo, en ocasiones con grandes
cristales de feldespato potásico.
El relleno de las fracturas está
compuesto por minerales de grano fino
idénticos a la asociación de minerales presente
en la zona intermedia, aunque en ella pueden
aparecer concentraciones elevadas de
casiterita, tantalita reemplazada por microlita,
circón y xenotima. Además, se ha citado en
algunas pegmatitas la presencia de bajas
concentraciones de lepidolita (Heinrich, 1964).
1.2.7.3.10. Pegmatitas de elementos raros
de tipo albita
Un buen ejemplo de este tipo de
pegmatitas lo constituyen las pegmatitas más
externas de los campo pegmatíticos de los
Pirineos en Cataluña (Alfonso 1995, Alfonso
et al., 1995; Malló et al., 1995). T ambién en
el campo pegmatítico El T otoral, en las Sierras
Pamperas, Argentina (Galliski y Èerný , 2006).
La descripción de este tipo la basaremos
fundamentalmente en las pegmatitas de
Cataluña, donde hay una diferenciación zonal,
aunque hay que destacar que existen otros
campos pegmatíticos con diques homogéneos,
como los de la región de Hegshan en la China
o del Sureste de Manitoba (Èerný, 1989 b).
La zona de borde está compuesta por
cuarzo y moscovita, aunque en la zona de
exocontacto ocasionalmente puede estar
presente la turmalinización (chorlo-dravita),
grafito y apatito. La zona de pared está
constituida por moscovita y cuarzo. El rutilo
rico en T a frecuentemente aparece en forma
de pequeños granos diseminados, y el circón
también es muy común.
Las zonas intermedias están constituidas
principalmente por albita, cuarzo y moscovita,
y como accesorios son comunes circón, berilo,
términos ricos en T a de la serie columbita-
tantalita, fosfatos primarios de la asociación
Fe-Mn-Ca-Li (montebrasita-ambligonita,
trifilita-litiofilita o graftonita-beusita) y fosfatos
alumínicos (wyllieíta y lazulita). Generalmente
los fosfatos presentan cristales con tamaños
gigantesco.
El núcleo está compuesto exclusivamente
por cuarzo, aunque en sus márgenes, por lo
general, se puede desarrollar grandes cristales
de ambligonita-montebrasita, trifilita,
sarcópsido, graftonita-beusita, wyllieíta y
lazulita, chorlo y berilo.
Las mineralizaciones en vetas suelen estar
compuestas por cuarzo-moscovita y fosfatos.
Por lo general, las primeras presentan amplia
variedad de minerales metálicos como
casiterita, circón o hafnón, incluso miembros
muy ricos en T a de la serie columbita-tantalita,
ixiolita, tapiolita, microlita y
rynersonita.Comúnmente las vetas de fosfatos
24 CAPÍTULO I-INTRODUCCIÓN
presentan una mineralogía compleja, donde
destacan los fosfatos alumínicos anhidros
(berlinita, wyllieíta), que frecuentemente suelen
ser reemplazados por asociaciones de fosfatos
alumínicos hidratados y otros con Li y Be
(montebrasita en fisuras, pobre en F , herderita,
berilonita, trolleíta, lazulita-escorzalita,
brasilianita, augelita, goyazita-crandallita,
goedkenita, lacroixita, bjarebyíta, palemoíta-
bertossaíta).
Los datos de estabilidad de la trolleíta-
berlinita son criterios termobarómétricos (Bass
y Sclar , 1970). Hay que destacar que las
pegmatitas pirenaicas se caracterizan por tener
grafito en esferulitos. Además, las vetas pueden
estar mine ralizadas por gahnita (reemplazada por
nigerita) y crisoberilo (en ocasiones reemplazado
por berilo). Las paragénesis con nigerita fueron
citadas en otros tipos de pegmatitas por
Kloosterman (1974) y por Bruke et al. (1977),
siendo atribuidas a sobresaturación de Al durante
la desilicificación de la pegmatita.
La alteración supergénica es
especialmente productiva en nuevos minerales
en el caso de los fosfatos, dando lugar a fases
hidratadas con Ca-Fe-Mn, producto de la
alteración de los fosfatos primarios y de los
metasomáticos.
1.2.7.4. PEGMA TIT AS MIAROLÍTICAS
Las pegmatitas de la clase miarolítica se
generan en niveles de emplazamiento desde
pocas profundidades a subvolcánicos, pero en
ocasiones se encuentran incluidas en
granitoides. Esta clase de pegmatitas ha sido
reconocido en varias regiones del centro
intrusivo de Lake George, batolito de Pikes,
Colorado (Simmons et al., 1986), en los
depósitos de V olynia, Ucrania (Lazarenko et
al., 1973), los depósitos de Burgas, Bulgaria
(S tanisheva-V assieleva et al., 1982) y las
pegmatitas asociadas al granito de Baveno,
Italia (Aurisicchio et al., 2001).
La descripción siguiente está basada
fundamentalmente en diferentes
afloramientos de pegmatitas del batolito de
Pikes Peak y las pegmatitas del centro
intrusivo Lake George. En las cavidades
miarolíticas (pockets), las pegmatitas del
distrito de Himalaya en California contienen
minerales de calidad gemológica, y se explotan
a menudo para minerales de colección. La
z o na de borde, por lo general, es una zona aplítica
muy fina, caracterizada por un enriquecimiento
de plagioclasa sódica. La zona de pared presenta
escaso bandeamiento, con el muro enriquecido
por albita, y hacia el techo por feldespato potásico
más cuarzo y algo de biotita.
La zona intermedia está constituída
predominantemente por intercrecimientos de
microclina gráfica más cuarzo, y raramente
biotita o zinnwaldita.
Las cavidades miarolíticas, por lo
general, se encuentran en las partes centrales
de las pegmatitas. Las paredes están
formadas por feldespato potásico, albita y
cuarzo, aunque muy raramente aparecen placas
de moscovita. Como accesorios se encuentran
minerales con cristales bien formados, como
berilo, topacio, circón, xenotima, monacita,
ilmenita, casiterita, columbita-tantalita,
estibiocolumbita-estibiotantalita, pirocloro-
microlita, torita y tapiolita. Entre los minerales
más tardíos dentro de las cavidades miarolíticas
se puede citar el apatito, fenaquita, bertrandrita,
bastnäsita, barita, fluorita, barilita, galena,
pirita, hematites, calcita, siderita y
rodocrosita. Los minerales que cristalizan
dentro de las cavidades comúnmente se
encuentran corroídos. El cuarzo y la fluorita
rellanan las fracturas y rupturas posteriores
a l a f ormación de las cavidades miarolíticas.
Las asociaciones hidrotermales tardías dan
lugar a recubrimientos de sanidina sobre los
cristales de feldespato potásico, epidota, clorita,
así como hematites (en ocasiones reemplazados
por siderita y posiblemente goethita.
A p arece además una alteración
supergénica caracterizada por un amplio
predominio de óxidos de Fe y Mn, entre los
que destacan goethita, hematites, pirolusita,
hollandita, psilomelana, todorokita y fases
amorfas; muy raramente hay cerusita.
Frecuentemente los espacios vacíos de
las cavidades se encuentran rellenados por
arcillas (montmorillonita, nontronita),
incluyendo óxidos hidratados de Fe-Mn y
micas.
33 1.4. Metodología
tipo IV , con un total de 7 puntos.
Los elementos analizados han sido W 6+ ,
Nb, T a, T i, Sn 4+ , U 4+ , Y 3+ , Sb 3+ , Mg, Mn 2+ ,
Fe 2+ y Pb 2+ .
Las condiciones y parámetros de análisis
se resumen en la tabla 1.4.5c.
Pirocloro: se analizó en un cristal de la
pegmatita de tipo III, con 5 puntos en total.
Los elementos analizados son W 6+ , Nb, T a,
T i, Sn 4+ , U 4+ , Sc 3+ , Y 3+ , Sb 3+ , Bi 3+ , Ca, Mn 2+ ,
Fe 2+ , Sr , Ba, Pb 2+ , Na, K y F .
Las condiciones y parámetros de análisis
se muestran en la tabla 1.4.5d.
1.4.3. ANALISIS QUÍMICOS DE ROCA
TO T A L
1.4.4.1. Fluorescencia de rayos X
Las muestras de granitoides, feldespatos
y micas, fueron separadas manualmente ya que
el tamaño de los cristales era suficientemente
grande. Luego fueron sometidos a un ataque
con ácido oxálico y , posteriormente, fueron
lavados con agua destilada para garantizar la
limpieza de todas las microimpurezas
posibles.
Una vez limpiados, los granitos fueron
triturados en un mortero de ágata, y los
feldespatos y micas mediante trituradora de
mandíbulas y molino de aros de wolframio del
Laboratorio de la Universidad de Zaragoza.
En total, con esta técnica fueron analizadas
18 muestras de granitoides, 69 muestras de
feldespatos y 57 muestras de micas.
Los análisis químicos de elementos
mayoritarios de los granitoides fueron
realizados por perla, y los mayores de
feldespatos y micas mediante pastillas,
analizados por Fluorescencia de Rayos X
(WDXRF) en un espectrómetro secuencial
automatizado PHILIPS PW1480 instalado en
los laboratorios del ½Servicio de Análisis de
Minerales y Rocas½ de la Universidad del País
V asco.
El espectrómetro está equipado con un
tubo de Sc–Mo, cristales analizadores LiF
200, LiF 220, GE, PE y el multicapa PX1, en
atmósfera de vacío, y un cambiador
automático de treinta posiciones. Para calibrar
las líneas analíticas por regresión se han usado
más de 40 patrones internacionales (Certified
Reference Materials, CRM´s) y se aplicaron
factores de corrección para evitar el efecto
matriz.
El limite de detección cuantitativo para los
elementos mayores es 0,1% y 0,01% para el
hierro y para los elementos trazas es de 1-5 ppm,
y 20 ppm para el Ba.
Se analizaron como elementos mayores Si,
Al, Fe, T i, Mn, Mg, Ca, Na, K, P; como
elementos trazas se analizaron As, Ba, Co, Cr ,
Cs, Cu, F , Nb, Pb, Rb, S, Sn, Sr , V , Y , Zn, Zr ,
La, Ga, W , Hf, Nd y Ce.
1.4. 4. 2. ICP-MS
Los granitoides, feldespatos y micas,
fueron analizados el laboratorio ACME LAB
en V ancouver (Canadá), por el método de
ICP-MS, previa digestión de 4 ácidos, a partir
de una cantidad de 0,25g. El límite de
detección se muestra en la tabla 1 de ICP-
MS. En total se analizaron 19 muestras de
granitoides, 1 19 muestras de feldespatos y 63
de micas. Los elementos analizados y los
límites de detección se ilustran en la tabla 1
de ICP-MS del anexo.
Las muestras de micas con Li superior a
2000 ppm fueron analizadas por ICP-MS por
el método ICP-ES, por digestión de 4 ácidos
en caliente, para disolver 0,5g de silicatos. El
límite de detección inferior es de 0,5 ppm.
1.4. 5. INCLUSIONES FLUIDAS
1.4.5.1. Metodología y muestreo
Se prepararon diversas láminas delgadas,
doblemente pulidas, en muestras de cuarzo,
espodumena, ambligonita y turmalina
procedentes de las pegmatitas de espodumena
de tipo V .
En primer lugar , se realizó el estudio
petrográfico de las láminas con la descripción
34 CAPÍTULO I-INTRODUCCIÓN
de las inclusiones presentes.
Posteriormente se realizaron las medidas
microtermométricas en una platina calentable-
enfriable Linkan T600 en el Laboratorio de
inclusiones fluidas, LIFS, del Departament de
Geoquímica, Petrología y Prospecció Geológica de
la Universitat de Barcelona.
En el caso de minerales con exfoliación se
realizaron primero las medidas a alta temperatura
y , en segundo lugar , los enfriamientos, mientras
que en el cuarzo se procedió del modo contrario.
Los valores registrados son: temperatura de
primera fusión o eutéctica (T e), temperatura de
fusión del hielo (Tm), temperatura de fusión del
clatrato (T cl) y temperatura de homogenización (Th).
Las isocoras se han calculado mediante el
programa de Bakker (2003).
1.4.5.2. Microsonda Raman
Las mediciones para determinar la fase de volátil
se utilizó la espectroscopía Raman en los Serveis
Científico-Tècnics de la Universidad de Barcelona.
El espectrómetro utilizado fue un Y obin-Tbon
multicanal, la potencia fue de 2 watts, la ë= 5,14cm -
1 y el tiempo de contaje es de 200s para el CO 2 .
1.4.6. ISOTOPOS
1.4.6.1. Sm-Nd
Los análisis de Sm–Nd se realizaron en el
Laboratorio de Geocronología de la Universidade
de Brasilia, en roca total en 3 muestras de
granodioritas y tonalitas, 1 muestra de diorita, 1
muestra de leucomonzogranito y 1 de leucogranito
sienítico, con el método de Goia y Pimentel (2000).
1.4. 6. 2.U-Pb
Los análisis isotópicos fueron llevados a cabo
en el Laboratorio de Geocronología de la
Universidade de Brasília, utilizando un
espectrómetro de masa multicolector Finigamm
MA T -262 equipado con un multiplicador de
electrones secundarios.
Los blancos de Pb al momento de realizarse
los análisis fueron mejores que 20 pg.
Los programas PBDA T (Ludwig, 1999) e
ISOPLOT -Ex (Ludwig, 2001) se usaron para la
reducción de los datos y cálculo de las edades. Los
errores para las relaciones isotópicas son de 2ó .
35 Situación geográfica
2.1. SITUACIÓN GEOGRÁFICA
La zona objeto de estudio se sitúa al suroeste
de Angola, en la provincia de Namibe, al NE de la
Cuima
T echamutete
Kikwit
Zambezi
Dondo
Porto Amboim
Cazombo
Lumbala
Muconda
Cacolo
Cahama
Chibia
Lobito Chicala
Cuíto
Cuanavale
Damba
Cuchi
Mucusso
Bibala
Mavinga
Lumbala
N'guimbo
Negage
Quirima
N'zeto
Quilengues
Soyo
Nóqui
Xangongo
Cuvelai
Lubalo
Savate
Lumeje
Luatamba
Quibala
Cuangar
Chitembo
Chitado
Ambriz
Bimbe
Cuemba
Mussende
Nharea
Quela
Sambo
Uaco
Cungo
Santa Clara
Chiange
Cuango
Ganda
Cubal
Bungo
Quimbele
Cubango
T ombua
Quimbango
Luremo
Luiana
Lucusse
Camacupa
Lucala
Gabela
Balombo
Caconda
Matala
Virei
Chiume
Andrada
Dundo
Cuilo
Bembe
Marimba
Xá-Muteba
Cangandala
Camabatela
A
n
d
u
l
o
L
u
a
u
Cassongue
Kuito
Caxito
M'banza Congo
Namibe
Zona Zona Zona Menongue
Ondjiva
Saurimo
Sumbe
Benguela
Lubango
Lucapa
Malanje
Luena
Uíge
Cabinda
Huambo
N'dalatando
Luanda
Brazzaville
Kinshasa
LUANDA
CUANDO
CUBANGO
BENGUELA
HUAMBO
BIÉ
CUANZA
SUL
M
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J
E
C
A
B
I
N
D
A
ZAIRE
UÍGE
LUNDA
NOR TE
CUANZA
NOR TE
B
E
N
G
O
LUNDA
SUL
NAMIBE
HUÍLA
MOXICO
CUNENE
Ponta das Salinas
Cabo de
Santa Maria
Cabo de
Santa Marta
Cabo Ledo
Cabo de São Bráz
OCÉANO
A TLÁNTICO
K
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o
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v
o
u
NAMIBIA
CONGO
ZAMBIA
BOTSW ANA
REPÚBLICA
DEMOCRÁTICA
DEL
CONGO
REPÚBLICA
DEMOCRÁTICA
DEL
CONGO
0
0
200 km
150 mi
50 100 150
50 100
Frontera internacional
Límite provincial
Carretera
Pista
Ferrocarril
Capital nacional
Capital provincial
Villa, pueblo
Aeropuerto
OCEÁNO A TLÁNTICO
OCÉANO
ÍNDICO
OCÉANO
ÍNDICO
Mar
Arábigo
Mar
Mediterráneo
ÁFRICA
ANGOLA
Área
de estudio
Estudiada
Figura 2.1.1. Situación geográfica de la zona estudiada en Angola.
capital de la provincia, Namibe (antigua Moçamedes
en época colonial portuguesa; figura 2..1 1).
36 Capítulo II. Situación geográfica y geológica
Fca Amelia
42
66
69
11 3
88
21
27
61
156
134
96,6
94
11 9
201
43
51
45
30 156
270,3
258
23
291
341
141
158
142
244
250
256
316
312
323
316
335
201
328
387
125
322
312
325
312
288
343
330
343
326
297
280
261
270
146
413 255
390 371
454
315
521,5
422
404
470
453
416
366
361
266
321
220
220
205
301
201
55
134
156
32
27
89
32
62
56
90
26
60
10
21
16
45,6
281
84
49
76
10
253
183
156
135
181
130
100
169
200
200
201
331
481
95
225
225
347
317
50
100
50
10
8
6
4
20
20
34
77
18
22
6
57
11 5
105
50
25
80
1 0 0
30
150
127
101
200
272
450
10
100
50
Esc
Bombeo
Estación
Aeropuerto
porto
Ponta do Noronha
Bahia do Namibe
Bahia do Saco
NAMIBE
Ceram
Sal
Giraúl
Rio Giraúl
Esc
Praia dos Mucuissos
Ponta Negra
Ponta Fina
Enseada do Chalungo
11 9
Portada do Giraúl
Ponta
Euspa
OCÉANO A TLÁNTICO
casas
Faro de Giraúl
Central elect
Furnas
SACOMAR
Carga
Petróleo
Farol
Fca. Ferreira
Cub
Fca Giraúl N· 19
Fca Giraúl N· 17
Fca
Capalula
Punta Gruesa
TUMBUE
M UOM BO
Camuzolote
Casas
MUACALONGE
C h ap éu
N
a
p
o
p
i
c
a
Coiloué
201
207
201
337
Capunda Cuapita
250
Pitau
Janja
Pitau
Maiulo
Mafola
Jetate
Mirungurvare
Bichota
M ulalola
Milunvivari
Milunvivari
Mapuplica
Cume
Saiona
Cap unjo
250
C l
h
i
a
n
d
a
a
Bero
CASSAPÉU
VINDUNDO
Boca de Catrono
B oca de C atrono
S
a
l
g a d
o
Mungualonge
Boca del Rio
100
Casa
Laguna Curusso
Laguna Cacango
C
a d
m
u
n
g
u
n
o
Fca. Macala
Fca Aida
Fca Benfica
casa
F
o
r
t
e
Catrona
C
a
p
u
n
d
a
c
a
t
u
i
t
a
215
IACAMUÉ
é
c
a
I
a
m u
Capalula
ESCUTUMINI
CAMBULUQUEQUE
Camuzalote
VIPONGO
Mahongo G
Maongo
Chinda
CHINDA
P
e
n
b
a
t
e
Jetate
Campunjo
Canomo
Liacamtambi
Michindingue
Diuempato
C a a l a b inga
CA TRONO
CHINGUAU
DESERT O DE NAMIBE
Chipita
Ruinas
Ruinas
A
l
i
Carretera de
T ombua
Projeque
359
360
508
11 3 120
Rio Bero
453
450
20
26
1 2 3 4 56 7 8 9 1 0 1 1 12 13 14 16 17 18
15 19
20 21 22 23 24 25 26 27 28
1:Red Geodésica nacional, 2: Urbanización, 3: Casa, 4: Hospital, 5: Aeropuerto; 6: Punto de observación astronómica, 7: Puerto, 8: Carretera de 1er orden, 9: Carretera de 2º orden; 10:
Ferrocarril; 1 1: Camino mejorado, 12: Puente, 13: Línea de comunicación, 14: Acueducto subterráneo; 15: Río mayor , 16: Río intermitente comúnmente seco, 17: Laguna, 18: Frontera, 19: Cota
de profundidad, 20: Curva de nivel en el mar , 21: Cota de altura, 22: Curva de nivel, 23: T erreno arenoso, 24: Escarpe, 25: V egetación, 26: Zonas de cultivo, 27: Choza, 28: Minería antigua.
E
s
c
u
t
u
m
i
n
i
Capiquen
0 2468
10 Km
N
Figura 2.1.2. Mapa topográfico de la zona estudiada, modificado a partir de la cartografía del
Instituto de Geodesia y Cartografía de Angola (1982).
37 Situación geográfica
La mayor parte del campo pegmatítico queda
comprendida en un cuadrilátero cuyos límites hemos
establecido al noroeste por el pueblo de V ipongo y
al noreste por el cerro de Mahongo, definidos
respectivamente por las coordenadas geográficas
12º20´30´´ y 15º04´30´´; al suroeste y sureste los
vértices respectivos tienen por coordenadas 12º
20´30´´ y 15º04´30 (véase mapa topográfico
1:100.000 del Servicio Geográfico de Angola, 1975).
Esta área abarca más de 400 km 2 , y el inicio
de la zona de estudio dista unos 75 Km. al nordeste
de la ciudad de Namibe. El acceso puede ser
efectuado en época seca por una pista accesible
mediante vehículo todoterreno, que cruza toda la
zona en dirección aproximada E-W . La pista arranca
de la carretera asfaltada que comunica las ciudades
de Namibe y Lubango (la capital de la provincia de
Huila. El resto de caminos se hallan en mal estado y
son muy difícilmente transitables por cualquier tipo
de vehículo.
La zona queda comprendida en la cuenca del
río Giraúl en el Desierto de Namibe (figura 2.1.2).
Este río en realidad es torrencial (figura 2.3, 2.14),
pues sólo tiene agua en la época de fuertes lluvias
(generalmente, hacia diciembre-marzo), quedando
seco el resto del año. Cruza la zona en dirección
aproximada E-W , aunque con un trazado muy sinuoso,
y desemboca en el océano Atlántico a 3 km al N de la
ciudad de Namibe. Su cuenca hidrográfica es
alimentada por torrentes también sinuosos, de trazado
aproximado según la direción N-S.
El relieve es suave, y está muy condicionado
por el substrato. Las zonas con afloramientos de
materiales precámbricos dan relieves en forma de
colinas suaves de poca altura (menos de 100 m),
muy erosionadas en sus flancos (figura 2.1.5, 2.1.6,
2.1.7, 2.1.8). En cambio, las zonas con materiales
sedimentarios de la cobertera mesozoica y terciaria
generan relieves en cuesta o tabulares, con amplias
superficies estructurales.
La zona forma parte del desierto de Namibe,
que en la parte estudiada es principalmente
pedregoso (figura 2.1.9) excepto en la parte más
occidental, donde hay desierto con dunas (figura
2.1.10), y está desprovisto casi totalmente de
vegetación. No existen poblaciones ni arbolado,
aunque localmente se desarrollan plantas espinosas,
que suministran alimento a una reducida variedad
de antílopes (figura 2.1.1 1).
Figura 2.1.3. V ista panorámica del valle del río
Giraúl, encajado en materiales metamórficos del
Pr ecámbrico, tomada desde el centr o de la zona
de estudio. Nótese que el fondo está seco.
Figura 2.1.4. V ista del valle del río Giraúl desde
el lecho del río, encajado en materiales
metamórficos del Pr ecámbrico. El lecho, seco
excepto en época de lluvias, es ar enoso.
Figura 2.1.5. V ista general de la zona de estudio,
con los afloramientos de materiales del
Pr ecámbrico al fondo. Estos materiales generan
colinas r edondeadas, de color es oscur os. Nótese
la superficie de peneplanización ter ciaria. El
contacto con la penillanura inferior es por falla.
38 Capítulo II. Situación geográfica y geológica
Figura 2.1.6. Aspecto típico de la parte alta de
los cerr os de materiales del Pr ecámbrico, con
colinas r edondeadas y desier to pedr egoso, con
vegetación arbustiva muy escasa.
Figura 2.1.10. Relieves tabular es y cerr os testigo
(al fondo de la imagen) generados por materiales
sedimentarios del T er ciario marino, en el límite
occidental de la zona de estudio.
Figura 2.1.8. Aspecto típico de los cerr os de
materiales del Pr ecámbrico, con superficies
r edondeadas, en las que localmente hay r elieves
difer enciales debido a la existencia de litologías
más r esistentes a la meteorización.
Figura 2.1.7. Zona de cabecera de torr entes en
la parte alta de los cerr os, sobr e la penillanura;
en primer plano, la pista que corta la zona de
estudio.
Figura 2.1.9. V ista general de la parte central
de la zona estudiada; en primer plano, la pista a
la mina. A destacar la ausencia casi completa
de vegetación, con escasos arbustos.
Figura 2.1.1 1. Desier to ar enoso en el límite
occidental de la zona de estudio, cer ca de la costa
Atlántica, desarr ollado sobr e materiales del
T er ciario marino.
39 Intr oducción a la geología de África
2.2.1.- INTRODUCCIÓN
La geología del continente africano ha sido
muy debatida, ya que constituye uno de los
elementos clave para entender las hipótesis
pasadas y actuales sobre la deriva continental,
pero además comprende clásicos escenarios
de áreas de cratonización con posterior
fallamiento en rifts, que tienen asociadas
importantes intrusiones de rocas alcalinas,
kimberlíticas y carbonatíticas, que tienen
asociados importantes tipos de yacimientos
minerales. Por otra parte, en los terrenos
africanos se encuentran rocas con edades que
abrazan desde el Arcaico (incluyendo algunas
de las rocas más antiguas conocidas) hasta el
reciente, constituyendo un amplio y extensivo
registro de la historia de la corteza terrestre.
La mayor parte de afloramientos del
continente africano están en áreas cratónicas,
constituidas por rocas precámbricas y
arcaicas, si bien buena parte de estos
materiales están recubiertos por una cobertera,
generalmente de rocas paleozoicas,
mesozoicas o cenozoicas (figura 2.2.2; Key ,
1992). No obstante, a partir de datos
geofísicos y cartográficos se ha podido
extrapolar en varias zonas la tipología de los
materiales del basamento que subyace bajo
estas coberteras, de modo que se ha podido
extrapolar la extensión de los cratones bajo la
cobertera. Así pues, el basamento cristalino de
África está compuesto de rocas
metasedimentarias, metaígneas e ígneas cuya
edad varía desde el Paleoarcaico hasta el
Cenozoico (Schlüter , 2006).
En el basamento cristalino precámbrico
pueden diferenciarse, a grandes rasgos,
núcleos arcaicos compuestos por cinturones
de rocas verdes ( gr eenstone belts ) y zonas
granítico-gneísicas; estos núcleos, a su vez,
están rodeados de provincias orogénicas del
Proterozoico, conocidas como cinturones
móviles ( mobile belts ). Entre los núcleos
arcaicos cabe citar los siguientes (Clifford,
1970):
Núcleo de T ransvaal
Núcleo de Zimbabwe
Núcleo de Zambia
Núcleo de Dodoma- Nianza
Núcleo de Kassai
Núcleo de Gabón- Camerún
Núcleo de Serra Leona-Costa de Marfil
Núcleo de Mauritania.
A partir de estos núcleos, la cratonización
del continente africano ha sido progresiva, de
modo que se han reconocido, a grandes
rasgos, al menos siete ciclos orogénicos de
gran escala, que desde el más antiguo hasta el
más reciente son los siguientes (Clifford,
1970):
* Orogenia de 3500-3000 m.a.
* Orogenia Shamvaiana (2800-2500 m.a);
* Orogenia Limpopo-Liberiana:
* Orogenia Eburneana y episodio
Huabianiano (1850±250 m.a);
* Orogenia Kibaraniana (1 100 ± 200 m.a);
* Orogenia Damaraniana o Pan-Africana
(750 ± 100 m.a.);
* Orogenias del Paleozoico Medio y Neo-
Mesozoico (Acadiense y Hercínica) del
noroeste de África y del Cinturón
Plegado del Cabo;
* Orogenia Alpina de las Montañas del Atlas.
A la hora de reconstruir la historia
geológica de la mayoría de estas áreas, cabe
recordar que los procesos tectónicos en las
zonas de escudos Precámbricos muestran una
evolución de la corteza primitiva muy diferente
a la experimentada en los tiempos posteriores,
por lo que en gran medida no pueden ser
interpretados en base a los clásicos ambientes
2.2. INTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA DE AFRICA
40 Capítulo II- situación geográfica y geológica
los cuales a lo largo del Precámbrico se fueron
constituyendo por acrección cratones cada vez
mayores, de modo que al final del Proterozoico el
Núcleo antiguo 2500 m.a. ()
Cinturón
Lukoshi
Zimbabwe
T ransvaal
Zonas afectadas por la orogenia
Eburneana (2000 100 m.a. y más
recientes)
1
1
2
2
3
3
4
4
5
5
6
6
7
7
8
8
Gran dique de Zimbabwe
Senegal
MALÍ
T ibesti Tibesti
T ibesti
Ahaggar
Karroo
Ahaggar Ahaggar
MARRUECOS
Costa de Marfil Kibali
Kasai
ANGOLA
Cinturón
Ubendiano
Cinturón de
Limpopo Bushveld
Mauritania
Sierra Leona-Costa de Marfil
Gabón-Camerún
Kasai
Dodomo-Nyanzo
Zambia
Alto V olta
4
3
2
1
Cratón de Africa Occidental
Cratón de Congo-Kasai
Cratón de T anzania
Cratón de Zimbabwe-T ransvaal
Zonas afectadas por la
orogenia Kibariana (1 100
200 m.a.) y más recientes
Regiones estables por lo menos
desde 1500 m.a.
Namaqualandia
Complejo
anortosítico
de Cunene
Cinturón Ubendiense
Kibárides
Ouango
Natal
6 Cratón de Lurio
5
4
3 Cratón de Africa Occidental
2 Cratón del Congo
1 Cratón de Kaapvaal
Cratón del Sáhara Oriental
Cratón de Uweinat Chad
-
-Kasai
Regiones estables desde el
fin de la orogenia Kibariana
(1 100 200 m.a.)
Zonas afectadas por las
orogenias de 550 100 m.a.
y más recientes
T ogo
y Lomé
SENEGAL
Katanga
M adagascar
Sierra
Leona
3
3
2
1
Cinturón de Mozambique
Cinturón
orogénico
Damara
C i n t u r e
ó
n
d
l
C
o
n
g
o
O
c
c
i
d
e
n
t
a
l
C
i
n
t
u
r
ó
n
d
e
T
i
b
e
s t i
A F R IC A D E L
S U D O E S T E
NIGERIA SOMALIA
ETIOPIA
ZAMBIA
Rep. C.A.
CAMERUN
Cinturón plegado de El Cabo
Mauritánides
AFRICA
ORIENT AL
ETIOPIA
MALA WI
CAMERUN
NIGERIA
Regiones estables desde el fin
de la orogenia Damaraniana-
Katangiana (550 100 m.a.)
Zonas afectadas por las
orogenias del Paleozoico
medio y más recientes
Montañas del Atlas
1
2
3
4
?
?
?
EGIPTO
4
5
6
cratón africano estaba ya plenamente constituido
como tal (figura 2.2). Cabe tener en cuenta que este
cratón estaba relacionado con los del Brasil.
Figura 2.2.2. Gráfico en que, de forma simplificada, se muestra la cratonización pr ogr esiva
del continente africano, basado en gráficos de Cliffor d (1970) y Key (1992). Adviértase el
aumento de la extensión de las zonas estables a lo lar go del Pr ecámbrico. Este gráfico es sólo
orientativo, pues cabe tener en cuenta que en este mapa se muestra la extensión de los cratones
en función de la geografía actual. La paleogeografía del continete africano, de todos modos,
debe ser completada en función de la distribución de otr os cratones (malgache y americanos),
en particular durante los episodios de configuración de la Pangea.
41 Intr oducción a la geología de África
La correlación de las zonas cratónicas
africanas con las sudamericanas es un problema
que no está resuelto en su totalidad, debido a la
complejidad que supone la superposición de
diferentes orogenias y los fenómenos ligados a la
apertura del Atlántico.
De hecho, el continente africano como lo
conocemos ahora es un elemento relativamente
reciente, individualizado a partir del Jurásico. No
obstante, sus diferentes cratones han ocupado a
lo largo de la historia geológica posiciones
paleogeográficas muy diferentes a las actuales.
T odas estas variaciones deben ser enfocadas a
la luz de la tectónica de placas, con las
limitaciones anteriormente apuntadas.
2.2.2. GEOLOGÍA DE LOS NÚCLEOS
CRA TÓNICOS ARCAICOS (ARCONES)
Cabe destacar que la mayor parte de los
núcleos cratónicos arcaicos africanos han sido
afectados, por lo menos en sus márgenes, por
orogenias del Proterozoico, por lo que hay
muchos rasgos que pueden a veces quedar
enmascarados. No obstante, a grandes rasgos (a
exce pción del Cinturón Limpopo y el cratón de
Zimbabwe), los cratones están constituidos por
cinturones de rocas verdes con bajo grado
metamórfico, asociados a áreas de gneises con alto
grado metamórfico y series graníticas (con
migmatitas, y terminando generalmente con granitos
anorogénicos ricos en K e intrusiones menores).
Las áreas graníticas y de rocas verdes del
Precámbrico Inferior (núcleos antiguos) son las
rocas más antiguas y conforman las partes más
estables del Continente Africano. Los núcleos
cratónicos más antiguos están formados por
complejos graníticos con edades entre 3400-
2400 m.a); los cinturones de rocas verdes
fuertemente deformados afloran a su alrededor
(Anhaeusser et al., 1969).
Basamento gneísico
Los greenstone belt a menudo se apoyan sobre
materiales gneísicos de alto grado; en otros casos,
los cinturones de rocas verdes quedan confinados
entre este tipo de materiales.
Greenstone belts
Se trata de cinturones de series sedimentarias
con abundantes manifestaciones de rocas volcánicas
básicas, generalmente afectadas por metamorfismo
en grado bajo, en la facies de los esquistos verdes.
En la mayor parte de cratones africanos (con
excepción del de Kapvaal en Sudáfrica) se
reconocen dos secuencias de gr eenstone belts . Sus
características son las siguientes:
• Secuencia inferior (entre 3550 Ma-2050 Ma):
en la base comprende típicamente rocas volcánicas
básicas, con episodios muy ricos en Mg (komatiitas),
aunque a veces aparecen potentes paquetes de
andesitas; hacia techo estos materiales gradan a series
e s e n cialmente de grauvacas. Está muy bien representada
en los cratones sudafricanos, en los cinturones de Barberton
y Swazilandia. El origen de estos materiales parece radicar
en la actividad de plumas mantélicas.
·* Secuencia superior (entre 2800 Ma y 2600
Ma): en la base comprende rocas volcánicas básicas
(veces, con volcanismo bimodal o calcoalcalino), con
rocas máficas o ultramáficas, con menor proporción
de cherts y materiales volcánicos félsicos. La parte alta
contiene rocas volcánicas calcoalcalinas, con
composiciones desde ultramáficas a andesíticas e
incluso félsicas; hay también tramos de grauvacas.
Además, hay intercalaciones de BIF de tipo Algoma (con
cherts magnetítico-hematíticos que gradan lateralmente a
carbonatos y sulfuros). Hay además cantidades variables
de mármoles, rocas calcosilicatadas, cuarcitas, rocas
detríticas gruesas (arcosas, conglomerados), pizarras
alumínicas, pizarras negras y epiclastitas.
Series graníticas e intrusiones tardías menores
Se reconocen dos episodios de granitización:
• Episodio primero (entre 3600-3100 Ma):
comienza con la generación de migmatitas, a las que
siguen granitoides calcoalcalinos sinorogénicos
(desde tonalitas a trondjemitas), seguidos por
episodios de granitos potásicos anorogénicos.
• Episodio segundo (entre 2950-2450 Ma): sigue
una evolución similar a la anteriormente citada; las intrusiones
de granitos anorogénicos marcan el fin del ciclo del Arcaico.
42 Capítulo II- situación geográfica y geológica
2.2.3. DESARROLLO DE BASAMENTO
DEL P ALEOPROTEROZOICO
Durante el Paleoproterozoico se realiza la
cratonización de casi el 70% del continente africano.,
todavía muy fragmentado y aislado del supercontinente
Rodinia (figura 2.3). Al comienzo del Proterozoico se
registra un proceso de levantamiento regional a partir
de basculamiento de bloques, que conlleva fenómenos
erosivos. Por ello, se desarrollan cuencas rellenas
de materiales detríticos, tanto en el borde de los
cratones como en cuencas internas. Estos materiales
detríticos comprenden cuarcitas, pelitas,
conglomerados y BIF , como en el Super gupo Luiza
de África ecuatorial o el Grupo Oendolongo del sur
de Angola.
Las secuencias entre 2.250-1950 Ma son
similares a las de los greenstone belts, y tienen
Figura 2.2 . 3. Reconstr ucción del super continente Columbia. Símbolos: B-Báltica (incluyendo Eur opa del Este);
CA- Australia Central ; EA-Este de la Antártida; G-Gr oenlandia; IND-India; M-Madagascar; NA-Nor teamérica;
NC-Norte de China; S- Siberia; SA-Sudamérica; SAF-Sudáfrica; SC-Sur de China; T -T arim; W A-Australia
Occidental; W AF-Africa Occidental; 1-Orógeno T rans-Hudson; 2-Orógeno Penokean; 3-Orógeno T altson–
Thelon; 4-Orógeno W opmay; 5-Orógeno New Quebec; 6-Orógeno T orngat; 7-Orógeno Foxe; 8-Orógeno
Makkovik– Ketilidian; 9-Orógeno Ungava; 10-Orógeno Nugssugtoqidian; 1 1-Orógeno Kola–Kar elia; 12-
Orógeno Svecofénide; 13-Orógeno V olinia–Rusia Central; 14-Orógeno Pachelma; 15-Orógeno Akitkan; 16-
Orógeno T ransantár ctico; 17-Orógeno Capricornio; 18-Orógeno Limpopo; 19-Orógeno T ransamazónico; 20-
Orógeno Eburneano; 21-Orógeno T rans-Norte China; 22- Zona T ectónica India Central; 23-Orógeno de la
Zona Central del Aldán; 24-Escocia. Según Zhao et al. (2002).
49 Intr oducción a la geología de África
1000 0 1000 km
S
W
N
E
0°
20°S
0° 40°E
20°E
0° 20°E 40°E
0°
20°N
Rocas volcánicas del Cenozoico
Rocas volcánicas del Paleozoico
Direcciones principales de rifting
Rocas volcánicas del Mesozoico
Cratón de antigüedad superior a 2000 Ma
Complejo anular subvolcánico
Ca
r
bo
n
a
tit
a
Figura 2.2 . 9. Distribución de los principales sistemas de rift de edad Faner ozoico
(indicando sus edades) en el continente africano, en r elación con la ubicación de los núcleos
cratónicos más antiguos. Se indica también la dir ección de los principales sistemas de
fracturas. Nótese que la mayor parte de sistemas encajan en zonas de sutura de cratones,
sugiriendo que las fallas r eactivan zonas tectonicas más antiguas. Adaptado de Kampunzu
y Popoff (1991).
50 Capítulo II- situación geográfica y geológica
Las cuencas sedimentarias
Las cuencas sedimentarias africanas del
Fanerozoico pueden agruparse en cuatro tipos
principales en base a su contexto geotectónico
(Clifford, 1986; véase figura 2.2.10):
• Cuencas en márgenes continentales
pasivos en bordes de placa divergentes, que
producen cuencas paleozoicas principalmente
en el NW de África (zona del sinclinal de tinduf,
por ejemplo). En estas cuencas se encuentra
representada toda la serie del Paleozoico, bien
1000 0 1000 km
S
W
N
E
Cuenca Interior
Cuencas compuestas y complejas
Cuenca de rift
Cuencas Downwarp
Cuencas marginales y de pull apart
Cuencas medianas y de subducción
Delta
Principales zonas de fractura
20°E
20°S
0°
0° 40°E
20°E
40°E
0°
20°N
Figura 2.2.10. Distribución de las cuencas sedimentarias faner ozoicas (Cliffor d, 1986).
51 Intr oducción a la geología de África
100 0 100 200 km
S
W
N
E
Carbonífero Superior-
Jurásico Inferior
Afloramientos de Karoo
En Africa del Sur: Dwyka, Ecca, Beaufort, Stormberg
En el Este de Africa: K1, K2, K3, K4, K5, K6, K7, K8
Depósitos Karoo supuestos bajo cobertera más joven
10°S
20°S
30°S
10°S
20°S
30°S
0° 0°
20°E 30°E 40°E
10°E
20°E 30°E 40°E
10°E
caracterizada por su abundante fauna, y son
importantes para la producción de petróleo en
el N de África, especialmente en Ar gelia y
Libia. En el borde del continente africano
existen otras cuencas marinas de borde
atlántico de edad más reciente, ligadas a la
apertura del Atlántico (principalmente,
Cretácico a Mioceno), y del Mediterráneo.
Estas cuencas, confinadas en muchos casos al
offshore, son actualmente otra importante
fuente de petróleo en la costa ocidental de
África, en Angola y Nigeria. Constan
Figura 2.2.1 1. Distribución de las series Kar oo en África (Schlüter et al., 1993).
52 Capítulo II- situación geográfica y geológica
generalmente de materiales marinos formados
en sistemas relativamente poco pofundos, con
profusión de calizas y dolomías, margas, rocas
sedimentarias detríticas finas, evaporitas,
escasas turbiditas y olistostromas y ,
localmente, sistemas deltaicos con materiales
detríticos más gruesos (conglomerados o
areniscas), como por ejemplo los asociados a
los deltas de los grandes ríos, como el Congo.
Además de petróleo, en estas cuencas son
comunes depósitos de fosfatos y de
mineralizaciones filonianas de Ba-F asociadas
a la fracturación.
• Cuencas intracratónicas sag, como la
plataforma sahariana, que se extiende desde
Marruecos a Egipto, las series de Kalahari o,
en parte, el supergrupo de Karoo en la mitad
Sur de África, que abarca desde el Carbonífero
superior al Jurásico Inferior (figura 2.2.1 1).
Esta cuenca, una de las más importantes del
mundo por su extenión regional que abarca el
África Ecuatorial y Africa Austral, comprende
esencialmente materiales sedimentarios
continentales que, de base a techo, constan de
tillitas y otros sedimentos de origen glaciar o
fluvio-glaciar (como evidencia de la actividad de
procesos glaciares muy generalizados en el S de
África en buena parte del Fanerozoico), niveles
de carbón (con importantes recursos económicos
representados principalmente en Sudáfrica), cuñas
deltaicas detríticas interdigitadas con depósitos
lacustres, capas fluviales o eólicas, y potentes
coladas de basaltos alcalinos de intraplaca.
• Cuencas de rift o en zonas
intracratónicas con ruptura. Estas cubetas se
dan principalmente en las zonas de los Grandes
Lagos, en el este de África. Comprenden
generalmente materiales detríticos gruesos
(conglomerados, arcosas, evaporitas de todo
tipo, arenicas y arcillas rojas, paleosuelos,
niveles de carbón, etc. En asociación con estos
materiales es muy común encontrar
intercalaciones de manifestaciones volcánicas
de tipo alcalino de intraplaca, muy bien
desarrolladas, como lavas de composición
variable, desde basáltica a traquítica, así como
rocas filonianas equivalentes a las mismas. En
las mismas zonas se dan manifestaciones
kimberlíticas y carbonatíticas, de interés
económico bien conocido. Estas zonas de
fractura y cuencas tienen su continuación en el
continente sudamericano en un sistema de
fosas y cuencas sedimentarias asociadas.
• Cuencas cratónicas de antepaís, como
las cuencas del Atlas y del Rif en el norte de
África, en las que pueden aflorar materiales
marinos y continentales, más o menos
afectadas por tectónica tangencial asociada a
las orogenias paleozoica y alpina. El
metamorfismo asociado a esta deformación, no
obstante, es siempre de grado muy bajo. La
edad de estos materiales es muy variable,
desde Paleozoico a Mesozoico. En estas series
se dan importantes yacimientos de Pb-Zn (Ba-
F) de tipo MVT , como los del Atlas de
Marruecos.
53 2.3. Intr oducción a la geología de Angola
2.3.1. INTRODUCCION
Los campos pegmatíticos de Angola se
encuentran en un contexto geodinámico
complejo, en materiales muy antigos que han
experimentado procesos diversos a lo largo de
su historia. Situar estos eventos requiere un
cierto grado de comprensión del marco
geodinámico global, por lo que hemos optado
por realizar una revisión de las ideas que
existen actualmente sobre la geología de
Angola.
El territorio de Angola forma parte del
cratón del Congo-Kasai, situándose en su
borde SW . Como en otras regiones de África,
estos cratones están constituidos, a grandes
rasgos, por un núcleo Arcaico y series del
Proterozoico, con una génesis acrecional
polifásica; estos materiales, en su mayoría, han
sufrido una intensa deformación y
metamorfismo, a menudo con superposición de
eventos tectonomagmáticos. Sobre estos
materiales se dispone una cobertera mesozoica
y cenozoica poco potente. Sus principales
rasgos estructurales, modificados a partir del
mapa de síntesis del Servicio Geológico de
Angola (SGA, 1992), con la adición de datos
más recientes, quedan recogidos en la figura
2.3.1.
A muy grandes rasgos, puede establecerse
una primera gran distinción entre los materiales
del Precámbrico y los del Fanerozoico. Los
primeros constituyen el zócalo cristalino,
modelado a base de la sucesión de orogenias
precámbricas. Los materiales del Fanerozoico
constituyen la cobertera de tipo plataforma,
generalmente subhorizontal, no metamorfizada
y muy poco afectada por basculamiento (figura
2.3.1).
En el basamento cristalino se pueden
reconocer una serie de escudos arcaicos: el
de Mayombe, el de Congo-Kasai, el de Angola
y el Bangweulo (figura 2.3.1). Cada uno de
estos escudos presenta particularidades
2.3.- P ANORAMA GENERAL DE LA GEOLOGÍA DE ANGOLA
geológicas diferentes en cuanto a series
estratigráficas, plutonismo e incluso
deformación y metamorfismo, aún no muy bien
establecidas en todos los casos, pero que son
el resultado de la superposición de procesos
orogénicos en grado diferente en cada escudo.
Como en otras regiones precámbricas del
planeta, hay representados en los materiales
arcaicos áreas de «greenstone belts» y otras
zonas con materiales sedimentarios (figura
2.3.1).
La sucesión de las orogenias precámbricas
suelda estos bloques de forma progresiva a
partir de la sucesión de las orogenias Limpopo-
Liberiana, la Eburneana, la Kibariana y la
Panafricana; de esta última quedan retazos del
cinturón Damara únicamente en el extremo
suroeste de Angola (figura 2.3.1). Este proceso
es acompañado con la convergencia con otras
placas de América del Sur y África, de manera
que a finales del Proterozoico ya se ha
constituido un megacontinente.
La compartimentación Fanerozoica del
cratón empieza ya generando cuencas de rift
en el Pérmico, pero es la rotura del cratón del
Congo durante el Cretácico Inferior , debido a
los procesos de rifting continental ligado a la
apertura del Atlántico Sur , quien determina la
aparición de una serie de fosas tectónicas y
lineamientos, de las cuales la más importante
es la de Lucapa, que cruza toda Angola en
sentido diagonal, NE-SW (figura 2.3.1).
Por otra parte, en este estadio extensional
se genera la línea de costa actual, en relación
a la rotura de la Pangea; las fallas asociadas a
este proceso son de dirección aproximada N-
S y compartimentan una serie de bloques que
dan lugar a un conjunto de cuencas marginales
en el borde atlántico del cratón. Estas cuencas
se rellenan de materiales sedimentarios
marinos que constituyen las cuencas meso-
cenozoicas de las Depresiones Periatlánticas,
con sedimentación de plataforma (figura
2.3.1).
54 CAPÍTULO II. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
2.3.2. CICLOS DEL MESOARCAICO
En esta etapa empiezan a configurarse las
futuras zonas cratónicas de Angola. En algunos
sectores, como en el NE de Angola, donde se dan
la superposición de diferentes orogenias, los
procesos de edad mesoarcaica pueden haber
quedado muy enmascarados.
2.3.2.1. Series del Mesoarcaico
A nivel general, en los materiales del Arcaico
inferior , a su vez, se distinguen un grupo inferior y
otro superior .
La serie del Mesoar caico en la Zona del Escudo
Maiombe
El muro del Arcaico Inferior en el Escudo
Maiombe, en las inmediaciones de la Provincia de
K wanza Norte, está esencialmente compuesto
por gneises, piroxenitas con biotita, anfibolitas
biotíticas con granate y gneises bipiroxénicos
con intercalaciones de cuarcitas; siguen
gneises, plagiogneises, gneises anfibólico-
biotíticos, anfibolitas y cuarcitas ferruginosas,
finalmente a techo se encuentran gneises con
sillimanita y granate.
En el grupo superior se hallan materiales
bastante afines, aunque con menor grado
metamórfico. En el Sur y Norte del escudo
afloran principalmente en las inmediaciones del
valle del río Lucunga y en los salientes del
gabren de Cuanza. Se trata de gneises,
plagiogneis biotítico-hornbléndicos, gneiss con
granate y con dos micas, anfibólicos,
anfibolitas y cuarcitas del Arcaico Superior ,
metamorfizadas en facies anfibolitas o
anfibolitas epidóticas incluyendo facies de
esquistos verdes.
La edad del metamorfismo es difícil de
precisar con los datos actuales.
Cobertera del Fanerozoico continental
COBERTERA F ANEROZOICA
CICLO P ANAFRICANO
CICLO KIBARIANO
CICLO EBURNEANO
ARCAICO
ZONAS DE ACTIV ACIÓN TECTONOMAGMÁTICA DE LA COBERTERA F ANEROZOICA
Cobertera del Fanerozoico marino
Cinturón plegado metasedimentario del NW
Cinturón plegado metasedimentario de Luanda
Cinturón plegado metasedimentario de Iona
Cinturón plegado metasedimentario de Calueque
Cinturón plegado del Alto Zambeze
Cinturón plegado del Alto Zambeze
Zona de Lubango
Zona del NW
Zona central
Zona Eburneana y pre-Eburneana (?) de Lubango
Zona Eburneana metasedimentaria de Lunda
Zona Eburneana metasedimentaria del NW
Zona de Cassinga
Escudo central
Escudo de Cuango
Escudo de Lunda
Cinturón poliorogénico del Alto Zambeze
Cinturón poliorogénico costero
14º 18º 22º
5º
9º
13º
17º
Escudos: Maiombe (I), de
Angola (II), del Cassai
(III), de Bangweulo (IV) y
del Cuango (V)
III
IV
V
I
II
Huambo
Lobito
Benguela
Sumbe
Luanda
Dondo
Dalatando
Uige
N
Ambriz
Luena
Kuito
Menongue
Malange
Ondjiva
1
2 3
3
4
1
Lubango
Namibe
0 80 160
Km
Cabinda
Saurimo
R
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L
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C
o
g
o
Sistemas del Rifeense T ardío (?)
Sistemas Mesozoicos (zona de Lucapa)
Sistemas meso-cenozoicos
Falla sin determinación de edad
Fallas profundas continentales: Perioceánica (1), Maiombe (2), Cassanje Sur (3), Cassanje este (4).
Figura 2.3.1. Principales unidades geotectónicas de Angola; modificado a partir de SGA
(1983) y Carvalho et al. (1992).
55 2.3. Intr oducción a la geología de Angola
La serie del Mesoar caico en la Zona del
Escudo de Angola
El grupo inferior del Arcaico en el escudo
de Angola, que aflora en la Provincia de
Kwanza Norte entre los ríos Cuanza y Longa,
está compuesto por gneises con piroxenos, con
biotita y granate; hacia el techo se compone
de gneises piroxénicos con plagioclasa y
anfíbol; hacia techo los gneises son más pobres
en máficos. En cambio, al Sur del Paralelo 10
el Arcaico Inferior está compuesto por
granulitas y gneises de composicion básica,
anfibolitas, gabros alterados, charnoquitas y
enderbitas, gneises con piroxenitas, gneises
con granate rico en componente piropo y
cordierita; en ocasiones puede aparecer la
sillimanita o la biotita, según Silva (1974).
El grupo superior comprende gneisses
más leucocráticos, y aflora en la mayor parte
del escudo. Hacia el Noreste y oeste del
escudo de Angola, se observan rocas
metamorfizadas en facies anfibolíica,
compuestas esencialmente por gneises
biotíticos, o epidótico-biotíticos, o epidótico-
moscovíticos, así como anfibolitas, gneises con
sillimanita, estaurolita y cordierita; hacia el SW
los tramos de esquistos y mármoles pueden
llegar a ser muy importantes; este conjunto de
materiales se agrupa en una gran unidad
regionalmente importante en el sur de Angola,
el Complejo anfibolítico-esquistoso, de edad
probablemente superior a 3000 Ma (Carvalho,
1984; Carvalho y Alves, 1990). Pueden darse
fenómenos anatécticos.
La serie del Mesoar caico en la Zona del
Escudo Cassai
El grupo inferior del Arcaico aflora en la
Provincia de Lunda-Norte, en las
inmediaciones de los principales afluentes de
la zona, en los ríos Luachimo, Chiumbe,
Luembe, Chicapa y Cassai, y ocasionalmente
en los ríos Cuango y Uamba. Se trata
principalmente de micaesquistos, granulitas
con enstatita, gneises de composición básica,
eclogitas, anfibolitas y cuarcitas. Localmente
se dan fenómenos anatécticos, generándose
migmatitas de composición diorítica–
granodiorítica y plagiogranitos (Silva y Mata,
1974; Carvalho, 1983).
Los materiales de la parte alta son
abundantes, especialmente en los ríos Luxico,
Luachimo, Chicapa, Chiumbe así como en el
río Luembe. Son también más leucocráticos
que los de las series inferiores, aunque en este
escudo están también afectados por
metamorfismo de muy alto grado, siendo
también común el desarrollo generalizado de
migmatitas; se pasa de migmatitas a granitos
masivos.
La serie del Mesoar caico en la Zona del
Escudo Bangweulo
En este escudo sólo afloran materiales del
grupo superior , representados por gneises
anfibólicos y cuarcitas, metamorfizadas en muy
alto grado. Se observan en los valles del río
Zambeze y sus afluentes Lumbage, Lóvua,
Lunache y Luvu. T ambién se dan fenómenos
de anatexia, con generación de granitoides de
composición intermedia.
2.3.2.2. Actividad tectonomagmática del
Mesoarcaico
Hasta este momento, no se dispone de
datos so bre la deformación en esta etapa. Por
otra parte, en el Arcaico Inferior en Angola se
emplazaron complejos de gabro-noritas, que son
consideradas como las rocas intrusivas más
antiguas (2822 ± 66 Ma, Carvalho et al., 2000).
Están emplazadas dentro de las secuencias
metamórficas del Arcaico inferior . Se trata de
macizos de pequeñas dimensiones que afloran
fundamentalmente en los escudos de Maiombe
(tres macizos metamorfizados de 8-10 km de
diámetro cada uno, de forma redondeada, cerca
de Ucua), Angola (macizos de 2-3 o hasta 14
km de diámetro de gabronoritas, gabros
hipersténicos y anfibolitas, a veces migmatitizados,
que afloran en el NW del escudo; Silva, 1971) y
Cassai (macizos de 2-3 km de diámetro de
gabros piroxénicos retrogradados a
ortoanfibolitas; Rodrigues, 1973, 1974).
56 CAPÍTULO II. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
2.3.3. CICLO LIMPOPO-LIBERIANO
(2700 +200 Ma)
2 .3.3.1. Las secuencias sedimentarias en el
Neoarcaico
En cada escudo se desarrolla una
sedimentación de carácter diferente, por lo que
describiremos la secuencia en cada escudo.
Las series del Neoar caico en el Escudo
Maiombe
Desde el Noroeste hacia el centro, en el
escudo se distinguen tres formaciones :
* Formación Matadi, formada por cuarcitas
(120-700 m de potencia) discordantes sobre las
rocas del Arcaico inferior; la parte media y alta
de la formación puede contener conglomerados.
* Formación Gangila, constituida por alterancias
de micaesquistos con metabasitas (500-700 m
de potencia)
* Formación T chela, constituida por esquistos
carbonosos con pasadas de cuarcitas y
metabasitas (500-700 m de potencia); no
obstante, se dan importntes cambios laterales de
facies hacia materiales más cuarcíticos o
esquistosos.
Las series del Neoar caico en el Escudo Angola
El muro está compuesto por cuarcitas y
mármoles (500-700 m) que gradan hacia el techo
a esquistos. Esta secuencia de cuarcitas y
mármoles conforman importantes relieves. El corte
más completo se observa en la Sierra da Lua, y
está compuesto por tres unidades fundamentales:
* La unidad inferior , formada por cuarcitas con
pasadas de esquistos con biotita, gneises con
biotita y anfíbol y anfibolitas (165 m en total).
* La unidad media está constituida por rocas terrígenas
y carbonatadas, con alternancia de cuarcitas, mármoles
(en capas de 5-40 m de potencia) y esquistos, con un
espesor total de 300 m.
* La unidad superior está formada principalmente
por cuarcitas, así como por algunas intercalaciones
de rocas carbonatadas, esquistos con biotita y
anfíbolitas, con un espesor total de unos 705 m.
Así pues, las secuencias de cuarcitas y
mármoles en la Sierra da Lua pueden alcanzar
los 1 170 m de espesor . En la parte Oeste del
Escudo de Angola la potencia puede alcanzar
2000-2500 m, pero con predomino de rocas
carbonatadas, que disminuyen hacia el norte.
En la zona centro-sur , hacia Cassinga,
Carvalho y Alves (1993) señalan que las siguientes
unidades podrían corresponder al Arcaico
superior , disponiéndose discordantemente sobre
series del Arcaico inferior:
* Grupo Jamba, constituido de base a techo
por alternancias de metagrauvacas con filitas
(1000 m), metabasitas (incluyendo pillow lavas),
tobas y andesitas (300 m), cuarcitas y esquistos
con potentes niveles de itabiritas del tipo Algoma
(hasta 1200 m en total). La edad de esta unidad,
según Carvalho y Alves (1993) es superior a 2219
Ma (T eixeira, 1996).
* Grupo Chivanda (Cuandja),
volcanosedimentaria, que de base a techo consta
de metapsammitas y metaruditas (215-300 m),
espilitas, basaltos, andesitas y tobas (1300 m).
Según Carvalho y Alves (1993) esta unidad se
dispondría discordante sobre la de Jamba.
En el Suroeste del Escudo Angola, al Sur
del paralelo 15º se distinguen tres unidades
fundamentales:
* La primera unidad está compuesta por esquistos-
cuarcíticos, con alternancia de esquistos, cuarcitas
y , en ocasiones, metagrauvacas, mármoles,
ortoanfibolitas y conglomerados. Esta unidades se
encuentran intruidas por granitoides de composición
diorítica y por granitos porfiroblásticos
leucocráticos, así como por rocas del Complejo
gabro-anortosítico de Cunene.
* La segunda unidad (media) está compuesta por
calizas cristalinas.
* La tercera unidad está compuesta por gneises
migmatíticos, gneises con biotita, gneises con
biotita y sillimanita, en ocasiones gneises con
cordierita, anfíboles y esquistos con biotiti y
hornblenda. En esta unidad se observan dos tipo
de migmatitas, uno en la zona de contacto entre
las rocas metasedimentarías con los granitoides
eruptivos, y el otro en las zona con rocas
ultrametamórficas (Carvalho, 1971).
En el Neoarcaico del Suroeste del Escudo se
han diferenciado tres formaciones compuestas por rocas
metamórficas de grado bajo a alto (Carvalho, 1988):
57 2.3. Intr oducción a la geología de Angola
* Formación Caiombo, compuesta por arenisca
* Formación Ovipaca, compuesta por esquistos de
composición variable con intercalaciones de
cuarcitas, brechas, conglomerados y anfibolitas en
las zonas con manifestación de metamorfismo de
grado medio, mientras que la zona con
metamorfismo de alto grado afloran esquistos con
granate, antofilita y estaurolita. Los esquistos forman
grandes afloramientos en toda la región
* Formación Muva-Ancole, compuesta por
cuarcitas sericitícas y areniscas rojas.
Las series del Neoar caico en el Escudo Cassai
Los materiales del Arcaico superior afloran en
los valles de los ríos Chicapa, Luembe, Luachimo y
Cassai, estando compuestos, de base a techo por
cuarcitas con cianita, que hacia techo transicionan a
potentes capas de esquistos cuarcítico-
moscovíticos, cuarzo-cloríticos o moscovíticos, con
pasadas de anfibolitas (Rodríguez, 1973).
2.3.3.2. Actvidad tectonomagmática del
Neoarcaico
No existen datos sobre las características de
la deformación de estos materiales; no obstante,
cabe decir que el metamorfismo que los afectó se
dio en condiciones epizonales, con grado bajo a
medio, en facies anfibolitas, anfibolitas epidóticas o
esquistos verdes. Cabe tener en cuenta, no obstante,
que dichos materiales han estado afectados a
posteriori por otras orogenias que han
sobreimpuesto su estilo de deformación y su grado
metamórfico a los ya existentes.
Los intrusivos están representados por
pequeños macizos de granitoides (granitos a
dioritas que afloran principalmente en la parte
Suroeste del Escudo Angola, en la zona de
contacto entre el Arcaico Superior y la secuencia
metamórfica del Grupo Superior del Arcaico
Inferior . En el Escudo Maiombe, estas rocas
afloran aisladamente en los afluentes de los ríos
Úcua, Zenza y Cassai.
Carvalho et al. (2000) mencionan una
granitización de series gneisicas en el basamento entre
Caxito y Andulo, con una edad de cerca de
2546±48 Ma.
2.3.4. EL CICLO EBURNEANO
2.3.4.1. Las series del Proterozoico Inferior
Las rocas metamórficas del Proterozoico
Inferior son muy diferentes a las del Arcaico
Superior , ya que en las del Proterozoico Inferior se
han reconocido facies muy complejas: a) las facies
de “T roughs”, con series vulcanosedimentarias
potentes dentro de depresiones tectónicas, afectadas
por metamorfismo de grado bajo, en facies de
esquistos verdes; b) arqueamientos regionales, con
series poco potentes, discontinuas y esencialmente
terrígenas.
Cintur ones de r ocas ver des de Lufico-
Cabinda
Desde el muro hasta el techo la serie
comprende las siguientes unidades,
discordantes sobre el Arcaico:
* Grupo Lulumba, esencialmente
vulcanosedimentario, con grandes cambios de
facies según la zona considerada; por lo
general consta de base a techo de arcosas
(200-500 m), seguidas por la formación
Lucango (metatobas ácidas, metabasitas, hasta
Figura 2.3.2. Discor dancia angular entr e
materiales plegados del Ar caico (der echa de
la imagen) y del Pr oter ozoico inferior
(izquier da de la imagen), en un corte del río
Muanga (Lunda Norte).
58 CAPÍTULO II. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
800 m), con arcosas y esquistos a techo (unos
350-800 m).
* Grupo Uonde, compuesto por lo general por
micaesquistos carbonosos, en ocasiones, con
bancos de calizas (100-2000 m).
Para Bellutini et al. (1983) estas rocas tienen
afinidades ofiolíticas, y la formación del cinturón
respondería a un modelo de subducción-colisión
entre un cratón Eburneano (2000 Ma) al este, y
dos cratones más antiguos al este: el Chaillu (2500
Ma) al N y el Kasai (2700 Ma) al S.
Arqueamientos regionales
Zona de Cassinga (centro-S de Angola)
Está constituido por el Grupo Bale
(Korpershoek,1984) dispuesto discordantemente
sobre el Grupo Jamba, y que comienza con
potentes paquetes de cuarcitas, con algunos
paquetes de conglomerados (hasta 700 m),
seguidas de filitas (100 m) y metasiltitas y
metapsammitas (2000m).
Los depósitos que se encuentran en las zonas
afectadas por los Arqueamientos regionales se
observan en algunas cuencas sedimentarias del
Escudo Angola, concretamente en las zonas de
Lunda y Alto Zambeze.
Zona de Lunda (NE de Angola)
Los afloramientos del Proterozoico inferior del
Escudo Cassai se dan principalmente en los valles
de los ríos Cassai, Luembe, Luachimo, Chiumbe;
se trata de rocas poco deformadas, en su mayoría
de naturaleza terrígena, subdivididas en 2 unidades
fundamentales, dispuestas discordantemente sobre
el Arcaico; de base a techo estas unidades son las
siguientes (Rodríguez, 1973, 1974):
* Formación Lunda, una serie granodecreciente
con base de conglomerados que gradan a esquistos,
cuarcitas y filitas; la serie ha sido datada en 1800-
2200 Ma, y corresponde al ciclo Eburneano
(Carvalho, 1984).
* Formación Luana con conglomerados,
grauvacas, areniscas y esquistos; ha sido datada en
1000-1650 Ma, y corresponde al ciclo Kibariano
(Carvalho, 1984).
Zona del Alto Zambeze (E de Angola)
En el Escudo Bangweulo las rocas del
Proterozoico Inferior pertenecen al Grupo
Malombe, compuesta por rocas clásticas y
pequeñas pasadas de rocas volcánicas
(V asconcelos, 1949). En las poblaciones de
Cazombo-Calunda, la Formación Malombe
está formada por un tramo basal grueso, con
conglomerados, cuarcitas y arcosas (100 m);
el techo se compone de esquistos arcillosos
alternando con conglomerados (50 m).
Las rocas de la Formación Malombe son
correlacionables con las rocas de las
Formaciones Lunda-Luana y Oendolongo
según Mouta (1952) y Carvalho (1983, 1984).
2.3.3.3. Intrusivos del Proterozoico
inferior
Se incluye aquí los granitos de Quibala, los
granitos rojos de Matala, pórfidos graníticos, rocas
volcánicas y subvolcánicas, doleritas, kimberlitas y
diques asociados.
Granitos de Quibala
Los granitos de Quibala agrupan las rocas
formadas por la granitización de la roca metamórfica
del Proterozoico Inferior y por la removilización de
las rocas metamórficas y ultrametamórficas del
Arcaico, incluyendo los granitos biotíticos con
megacristales y granitos leucocráticos.
Los granitos biotíticos porfiroides, con
megacristales de feldespato potásico, afloran en
el Noreste del Escudo Angola, en pequeñas áreas
aisladas del Escudo Maiombe y Cassai
(Montenegro de Andrade, 1954). Los que afloran
en el rio Bero, cerca del campo pegmatítico del
Giraúl, merecen especial atención por su carácter
mas alcalino, así como por la presencia de
minerales accesorios como circón, titanita, apatito
y fluorita. Estos granitos se han agrupado dentro
de los granitos de Caraculo-Bibala, y están
relaciona dos con la zona del cinturón móvil que ha
sufrido activación Precámbrica, según Carvalho
(1984). Dataciones con Sm/Nd indicarían una edad
de 2,3 ± 0.2 Ga (Araujo et al., 1994).
65 2.3. Intr oducción a la geología de Angola
Los diques de rocas básicas y alcalinas
Los diques de edad Proterozoico Superior
en el complejo intrusivo de Dombo Andala y
Saia pueden tener composiciones básicas
(pórfidos dioríticos, pórfidos gabroicos,
gabro-diabasas) o ácidas alcalinas (pórfidos
sieníticos, pórfidos graníticos), con dirección
NW . En ambas zonas estos diques intruyen en
rocas del Arcaico y Rifeano Inferior . A esta
unidad también fueron atribuidos los diques
básicos (gabros, gabro-noritas, y en ocasiones
gabros doleríticos), que afloran hacia la parte
Oeste y Noreste del complejo básico y
ultrabásico de Cunene, con dirección NNW .
Las dataciones isotópicas de las rocas básicas
proporciona edades entre 664±27 y 880±34
Ma (Silva et al., 1975).
CICLO F ANEROZOICO
En un megacontinente ya cratonizado,
desde finales del Paleozoico comienzan a
formarse cuencas de rift, que dan lugar a series
de extensiones regionales grandes, como el
Supergrupo Karroo; posteriormente la
apertura del Atlántico determina la aparición
de cuencas marginales de tipo de borde
atlántico. El sistema de fallas asociado (figura
2.3.10) determina la formación de la
Depresión perioceánica de Angola, en la que
se desarrollan series progresivamente marinas
ya durante el Cretácico.
Mientras, en el interior del continente, el
desarrollo de la tectónica extensional durante
el Cretácico produce el desarrollo de rift
(estructura de Lucapa) y magmatismo de
intraplaca, con rocas ígneas alcalinas,
carbonatitas y kimberlitas.
Supergrupo Karroo
Aflora en la parte Norte, Sureste y Este
de Angola, incluyendo las depresiones del
gabren de Lucapa, así como en las placas del
Congo (zona de Baixo Cassange y alto
Zambeze) y en la zona de Okavango (Baixo
do Cunene y Dirico). Es una serie de extensión
regional, que aparece en amplias regiones del
África Austral, aunque con grandes cambios
de facies y potencia. Buena parte de esta
unidad responde a procesos de rifting
continental (Nyambe-Imahiku et al., 2005).
* Gr upo Ecca (Carbonífero-Pérmico). Aflora
en el Bajo Cunene, y consta de areniscas
gruesas de origen fluvial, conglomerados y
esquistos (90 m). Estos tramos presentan
restos de vegetales.
* Grupo Lutôe (Carbonífero-Pérmico).
Aparece en el N de Angola (Oesterlen, 1976);
consta de tillitas conglomeráticas rojizas (10-
50 m), con pasadas de esquistos carbonosos
y areniscas; a techo hay areniscas ferruginosas
(10-12 m). Estos tramos presentan restos de
vegetales.
* Grupo Cassanje (Pérmico superior-
T riásico). Se ha cartografiado en la zona de la
depesión de de Cassanje. Se distinguen las
siguientes subunidades: areniscas basales de
10-12 m de potencia, ricos en restos de peces,
siguen areniscas cuarzosas y calizas (50 m),
una alternancia de areniscas, arcillas y calizas
estromatolíticas (450 m), ricas en peces y
otros fósiles.
Figura 2.3.10. Falla en carbonatos del
Cr etácico, en las pr oximidades de la línea de
costa, asociada al sistema de la Depr esión
Perioceánica. Carr etera de Luanda a
Benguela. Cuanza Sul.
66 CAPÍTULO II. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
* Grupo S tormber g (T riásico-Jurásico). Se
reconoce en la parte Este de Angola, en la zona
del Alto Zambeze y , en menor medida, en el
valle del río Cubango (zona de Dirico). En la
zona del Alto Zambeze, el Grupo se subdivide
en Superior e Inferior . La primera se observa
en los valles del río Macondo y sus afluentes,
Xissamba y Niela, y consta de arcillas que
pasan verticalmente a areniscas y finalmente a
conglomerados silícicos y alternancias de
calizas y siltitas (250 m en total). El Stormberg
Superior , aflora en las cuencas del río
Macondo, Longoge, incluyendo la margen
izquierda del río Zambeze. Está representada
por basaltos, traquiandesitas, doleritas y
diabasas que aparecen en forma de mantos.
En las rocas básicas predominan los basaltos
amigdalares de coloración rojiza y verdosa,
aunque es común la presencia de rocas efusivas
de composición básica de grano fino.
Series del Jurásico
La depresión Perioceánica se encuentra
rellenada por sedimentos del Jurásico Superior ,
fosilizando el basamento del graben o rift; constan
de conglomerados grises y dolomías con un espesor
que puede llegar hasta los 1300 m en total.
Series del Jurásico superior -Cretácico
inferior
Materiales indiferenciados de esta edad afloran
en la depresión continental de Okavango; están
representados por la Formación Continental
Intercalar en las cuencas de los ríos Cuanza,
Cubango, Cuango, Lungué-y Bungo. Esta unidad
consta de areniscas amarillentas, siltitas, argilitas
rojizas y algunas pasadas de conglomerados
(Calvalho, 1982).
Series del Cretácico
Los depósitos del Cretácico en Angola
afloran en la depresión Perioceánica
(Cretácico Inferior e Superior), y en la
depresión continental (Cretácico Superior y
Cretácico Inferior).
Cretácico Inferior
Las rocas del Cretácico Inferior se disponen
en discordancia angular sobre el basamento
Precámbrico. En la zona de la Depresión
Perioceánica pueden presentar coladas de rocas
basálticas tholeiíticas, asociadas a la fracturación y
apertura del Atlántico Sur (Alberti et al., 1992). Las
series sedimentarias son importantes rocas madre y
reservorios de hidrocarburos (Burwood, 1999).
Cr etácico inferior marino en la zona de
Cuanza
Presenta en la base la Formación
Maculungo (pre-aptiense), la cual sólo se ha
reconocido por sondeos, pues las rocas de esta
formación se encuentran rellenando grabens en
el basamento. Esta unidad se compone de
conglomerados polimícticos rojizos y argilitas que
gradan a areniscas con depósitos de anhidrita,
margas, basaltos y brechas. El espesor total de la
formación es de 2200 m; en la parte inferior la unidad
es de coloración rojiza, sugiriendo que la parte baja
se ha formado en condiciones continentales y el
techo en condiciones de transición o ya marinas.
La Formación Cuvo (pre-Aptiense) aflora
en la zona de Cuanza (figura 2.3.10), y consta en
la base de alternancias de areniscas, argilitas y
conglomerados rojizos (200-400 m), seguido por
F igura 2.3.1 1. Afloramiento de conglomerados
de la formación Cuvo ( C r etácico en facies
marinas, pr e-Aptiense). Pista a Lucira, cer c a
de Dombe Grande (Benguela).
67 2.3. Intr oducción a la geología de Angola
un tramo dolomítico de 400 m, y finalmente una
secuencia de areniscas, conglomerados y calizas
lumaquélicas con glauconita de hasta 400 m.
Las formaciones infra-Binga y Binga
afloran al sur de la población de Ambriz al sur
de la zona, comprenden en la base depósitos
de anhidrita, sales (principalmente halita, pero
también sales potásicas), dolomías y calizas
dolomitizadas, en discordancia con las rocas
subyacentes. El espesor total es de 2000 –
2500 m. La parte media aflora en la Provincia
de Luanda y Caxito, y está compuesta por
calizas en ocasiones arcillosas y arenosas con
un espesor de 100-1200 m. El techo está
compuesto por dolomías, y calizas, incluyendo
niveles oolíticos con horizontes de anhidrita,
lechos de calizas con intercalaciones de capas
de asfalto y bitúmen; el espesor total de la
formación es de 100 m. Los depósitos de está
formación son excelentes reservorios de
petróleo. Hacia la parte Este se encuentran
asociados a las rocas carbonatadas con
yacimientos de asfaltos.
Las formaciones Infra-Binga, Binga,
T uenza, Catumbela y Quissonde, afloran hacia
la parte Oeste de la zona, concretamente en la
población de cabo Ledo, incluyendo la parte
del litoral Norte de Luanda. Están compuestas
a muro por depósitos terrígeno- carbonatados
y evaporíticos, en la parte media por dolomías
y calizas, y a techo por calizas oolíticas y
arcillosas; la potencia total de estas unidades
puede exceder de 2000 m).
Cr etácico inferior marino en la zona de
Cabinda-Congo
Aflora hacia la parte este de la zona,
estando representado por la Formación
Lucula, discordante sobre el basamento,
formada a muro por conglomerados y
areniscas con tonos grises, y hacia el techo por
areniscas rojizas y argilitas. La formación tiene
un espesor de 1200 m. El muro de la formación
con coloración gris es considerado como roca
madre productora de petróleo. Hacia el oeste
la formación pasa lateralmente a la formación
Bucomazi, que en la base tiene argilitas y
areniscas grises y verdes, de origen marino;
hacia el techo tiene intercalaciones de calizas
y dolomías. En conjunto, esta formación tiene
un espesor de hasta 500 m.
La Formación Lueme no aflora en superficie,
habiendo sido reconocida solamente mediante
sondeos en profundidad. El muro está formado por
sales (halita, carnalita y silvita) y hacia el techo
presenta anhidrita, con un espesor total de 700 m.
La Formación Mavume tampoco aflora en
superficie, y se compone de dolomías con capas de
anhidrita, con espesor de hasta 80 m. La Formación
Mavume asienta discordantemente sobre la
Formación Lueme.
Cretácico inferior en la zona de Namibe
En la parte Este de la zona de Namibe aflora
la Formación Cuvo, compuesta principalmente por
areniscas y conglomerados a muro y hacia techo
por esporádicas intercalaciones de calizas.
Especialmente en la base puede presentar
intercalaciones de coladas de basaltos,
traquiandesitas, traquitas, basanitas y basanitoides.
En la parte norte de la zona afloran series de
edad Aptiana, compuestas por areniscas, calizas y
arcillas de coloración gris, argilitas y yeso. Los fósiles
típicos de la formación hacen pensar que se han
formado en ambientes de transición marino-
continental.
En la región norte afloran también series
de edad Albiense, compuestas en la base por
areniscas, yeso y conglomerados, que pasan
verticalmente a margas y calizas algales. En la
población de Lobito, la parte media de la
formación se compone de calizas oolíticas. El
espesor total es de hasta 1500 m. Los fósiles
observados en esta zona sugieren que estos
depósitos se han formado en un ambiente
marino principalmente de mar abierto.
Cretácico inferior y superior
indiferenciado en la Depresión
Perioceánica
La Formación Pinda (Albiense-
Cenomaniense) aflora dentro del límite de la
plataforma continental, y está compuesta por
margas y calizas. Las rocas de la Formación
68 CAPÍTULO II. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
Pinda presentan un espesor de 1200 m, y son
excelentes rocas colectoras de hidrocarburos.
La Formación V ermelha (Aptiense-
T uroniense) aflora hacia al Este de la zona
continental, estando compuesta por areniscas
de coloración rojiza con intercalaciones de
calizas y siltitas, con un espesor que oscila
entre los 200 m y los 1200 m.
Intrusiones de edad Cretácico
Generalmente estas intrusiones se
encuentran dentro de los límites de las
estructuras transcontinentales de Lucapa, en
las que se han reconocido unas 2000
kimberlitas, así como más de 30 stocks de
rocas de afinidad alcalina y carbonatitas (Silva
y Pereira, 1973; Lapido-Loureiro, 1972; Issa
Filho et al., 1991; Coltorti et al., 1993).
Las intrusiones kimberlíticas se observan
en las parte Noreste y Central de la estructura
de Lucapa (Escudo Cassai, y parte Central y
Noreste del Escudo Angola), mientras que los
complejos de rocas alcalinas, ultrabásicas
alcalinas y carbonatitas se encuentran en la
partes centrales y Suroeste del escudo Angola.
Los principales cuerpos kimberlíticos se
encuentran en las cuencas de los ríos Cucumbi,
Cacuilo, Cuango, Cunene, Cuvo, Queve y
Catombela.
Los intrusivos alcalinos se encuentran en el
Escudo Angola, en la estructura transcontinental
de Lucapa, y están formadas por múltiples
intrusiones del tipo central, con morfología anular
de diámetro desde centenares de metros a
kilómetros figura 2.3.12).
Las intrusiones carbonatíticas se
encuentran e n e l Escudo Angola dentro de los
límites del sistema transcontinental de Lucapa,
estando asociadas a rocas alcalinas, a las que cortan.
Las estructuras carbonatíticas, por lo general, tienen
morfología anular y composición variada, incluyendo
carbonatitas cálcicas, magnésicas y férricas (figuras
2.3.13-2.3.14). Presentan mineralizaciones
asociadas de pirocloro, fluorita, barita, baddeleyita
y magnetita.
En relación con las rocas magmáticas
alcalinas del Cretácico son comunes diques de
rocas alcalinas, con direcciones N-S, NNW ,
Figura 2.3.14. Carbonatitas intrusivas (cerr o en
primer término) cortando el complejo alcalino
de Txivira (fondo del valle y elevaciones del
fondo). Quilegues, Quic uco, Lubango.
Figura 2.3.13. Carbonatitas calcíticas del
macizo de Bonga (cer ca de 2800 m de altura),
conformando una chimenea envuelta por
estructuras anular es de carbonatitas.
Quilegues, Quicuco, Lubango.
Figura 2.3.12. Detalle de un afloramiento de
sienitas nefelínicas del macizo de Txivira. La
nefelina, más fácilmente meteorizable, queda
deprimida en r elación con el feldespato.
Quilegues, Quicuco, Lubango.
69 2.3. Intr oducción a la geología de Angola
NNE y W -E, se trata de traquitas, fonolitas, y
pórfidos sieníticos. Las dataciones isotópicas
de las fonolitas mediante K-Ar proporcionan
edades entre 82±3 y 87±1 1 Ma (Silva y
Paixão, 1974).
Cretácico inferior y superior
indiferenciado en Depresiones
intracontinentales
Los depósitos de la cobertera de la
plataforma Cretácica afloran únicamente en la
Depresión del Congo, concretamente en la
parte Noreste de Angola, y se prolongan hacia
l a R e p ública Democrática del Congo. Están
representados por las Formaciones Kwango y
Calonda. Estos depósitos son muy importantes
desde el punto de vista económico, puesto que
en ellos se ha localizado los depósitos de
diamantes de origen secundario (paleoplaceres) .
Formación Calonda
Es de edad Aptiense-T uroniense y aflora
al norte y noreste de Angola, concretamente
en las cuencas d e los ríos Cuango, Cuilo,
Chicapa, Luachimo, y está compuesta en el muro
por conglomerados polimícticos con espesor de
1-5 m, sobre los cuales se depositan arcosas, de
color violeta, argilitas rojizas, conglomerados
intraformacionales con diamantes y hacia el techo
p o r argilitas rojizas, con un espesor total de
aproximadamente 60 m (figura 2.3.15).
En las zonas sureste y norte de la
Provincia de Lunda se observa un aumento del
espesor de los conglomerados de 40-50 m,
con material detrítico de origen continental,
compuesto por fragmentos del complejo de
base muy poco rodados. Hacia la zona norte,
en los materiales terrígenos se observan
argilitas de coloración rojiza y areniscas del
Grupo Karro. El material detrítico es de origen
continental, muy poco rodado y posiblemente
fue transportado como mud flow . La matriz
detrítica se compone de arcosa, en ocasiones
carbonatada, com minerales accesorios tipicos
de kimberlitas, como piropo e ilmenita. Las
discordancias intraformaciones son frecuentes
en la Formación Calonda.
La Formación Calonda no es fosilífera, sin
embargo su parte inferior es correlacionable
con la del Grupo Bakungu en la vecina
República Democrática del Congo, cuya edad
es Aptiense-Albiense en base a registro fósil.
Formación Kwango
La Formación Kwango (Cenomaniense-
T uroniense) aflora al norte de Angola, en un
área de 600 km de largo y 150 m -250 km de
ancho en la margen derecha del río Cuango,
así como en la zona de Baixa de Cassanje. Se
reconoce por sus depósitos aluviales,
aluviales–lacustres, y lacustres. En su
composición predominan arcosas, de grano
grueso a fino, conglomerados polimícticos,
siltitas y argilitas, con una potencia total de
hasta 100 m (Mouta, 1952).
En las zonas periféricas (oeste y este) en
dirección al centro de la depresión de Congo,
disminuye la granulometría y las dimensiones
del espesor de los conglomerados, con
cemento calcítico, dolomítico y margoso. La
arenisca se hace cada vez más fina y aparece
irregularmente. El espesor total de la formación
es muy variable, alcanzando los 410 m a 510
m al este de la población de Buenga. El
Figura 2.3.15. Corte efectuado en las
exploraciones diamantíferas desarr olladas en
paleoplacer es de la formación Calonda. Zona
de Muanga (Angola).
70 CAPÍTULO II. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
espesor de la formación disminuye, hacia las
zonas periféricas de la depresión de Congo,
hasta las decenas de m.
La mineralización diamantífera en la Formación
Kwango es muy inferior , en comparación a la
Formación Calonda. La formación Kwango puede
ser el límite superior de la Formación Colonda según
varios autores (Lepersonne, 1974; Santon et al.
1963); Smith, 1984).
Cretácico Superior
Cr etácico Superior en la zona de Cuanza
En la parte Este de la zona de Cuanza aflora la
Formación Cabo-Ledo, compuesta principalmente
por calizas arenosas, calizas y arcillas, con espesor
de 400 m (Morais et al., 2001 a, b, c).
Hacia el litoral actual de la parte Este de la
zona aflora en pequeñas áreas la Formación Itombe,
compuesta por areniscas, margas y calizas, con
espesor total entre los 400 m y 1400 m; se dispone
concordantemente sobre la formación Cabo-Ledo.
A su vez, por encima de la formación Itombe
se dispone concordantemente la formación
N´Golome, compuesta por margas, argilitas y
areniscas, alcanzando un espesor de 150 m.
En la franja norte al Sur de la parte Este
de la zona de Cuanza, aflora en pequeñas áreas
la Formación T eba, compuesta por areniscas,
margas y calizas. Hacia el norte de la zona de
Cuanza se observan tramos de calizas
fosfatadas y calizas con coprolitos, con
espesor de 900 m. Estas capas afloran
discordantemente sobre la Formación
N.Golome. Los afloramientos de la Formación
T eba están vinculados con los yacimientos
fosfatados.
Cretácico Superior en la zona de Namibe
En la parte norte de la zona de Namibe
se distinguen depósitos cenomanienses
asentado mediante discordancia estratigráfica
sobre los depósitos Albienses. Presentan
areniscas y conglomerados rojizos en la base
y margas y calizas hacia el techo. El espesor
máximo del corte es de 300 m.
Depósitos de edad Cenomaniense-
T uroniense se observan en áreas aisladas con
dimensiones variadas en todo el litoral,
formadas en el muro por margas, calizas
arcillosas, oolíticas u organógenas, siltitas y
conglomerados. Los depósitos tienen fósiles
bentónicos y un espesor de hasta 400 m.
Intrusiones de edad Cretácico-Paleógeno
Por otra parte, en la zona de contacto entre
el Escudo Angola y Escudo Maiombe, en la
cuenca del río Luinha (Oeste de la población
de Gulungo Alto), afloran potentes diques y
filones de rocas alcalinas con dirección
meridional, formados por pórfidos
leucosieníticos y pórfidos sieníticos cuarzosos.
Hacia la parte Oeste del Escudo Angola, cerca
de las estructura de Lutala y T chivira, los diques y
filones con dirección NNE-WNW , están
compuestos por traquitas y fonolitas.
Diques de composición ácida (granitos
aplíticos, aplitas, pegmatitas, micropegmatitas y
pórfiros graníticos) a intermedia (dioritas,
cuarzodioritas, microdioritas, y pórfiros dioritícos),
con direcciones NW , NNE y NNW , afloran en la
parte Oeste del Escudo Angola; en la misma zona
se dan diques básicos (noritas y gabro-noritas) pero
con direcciones N-S, W -E y NNW y WNW .
Finalmente, cabe citar filones de cuarzo de
direcciones NW y NE que afloran en los bordes del
escudo Angola, en la zona de contacto entre las rocas
metamórficas del Arcaico Superior y granitos del
Arcaico Superior . Al Este de la ciudad de Sunbe, se
ha reconocido filones de más de 40 km de longitud y
35-40 m de espesor , como en el yacimiento de
Pocariça, en las cuencas de los ríos Mamue, Chingo
y río Chanhanga hacia 40 Km de Quipungo.
Paleógeno
Depresión Perioceánica
Zona de Cuanza
En la zona de Cuanza está representado
por las Formaciones Río Dande, Gratid ã o y
Cunga.
71 2.3. Intr oducción a la geología de Angola
La Formación Río Dande, aflora en el
sector Oeste de la zona. Consta de
conglomerados y areniscas fosfatadas en la
base, y hacia el techo pasa a margas y arcillas
intercaladas con areniscas. La formación tiene
un espesor de 600 m y aflora discordantemente
sobre la Formación T eba.
La Formación Gratid ã o aflora en el centro
de la zona, siendo compuesta por margas,
calizas, areniscas y argilitas. La formación tiene
un espesor de 500 m y aflora
concordantemente sobre la formación rio
Dande.
La Formación Cunga aflora hacia el sector
Sur de la zona. Consta de margas y arcillas,
con espesor de 500 m. La Formación Cunga
aflora concordantemente sobre la Formación
Gratidâo.
Zona de Cabinda
Los depósitos de edad Paleógeno-Eoceno
afloran hacia el sector Oeste, estando
constituidos por margas con intercalaciones de
areniscas y calizas, con más de 100 m de
espesor , y afloran concordantemente sobre los
depósitos subyacentes.
Zona de Namibe
Los depósitos de edad Paleógeno-Eoceno
afloran hacia el sector Norte y Sur de la zona,
siendo compuestos por margas y calizas, con
espesor menor de 100 m. Estos depósitos
afloran concordantemente sobre los depósitos
del Cretácico Superior .
Depresión continental
Los depósitos paleógenos de la Depresión
Continental aparecen en terrenos aislados, al
Norte de Angola y en las potentes capas de
lateritas de edad Paleógeno-Eoceno. Se
observan también en casi toda la parte Oeste
de Angola. Los mayores afloramientos se
observan al noroeste de la depresión de
Okawango, concretamente en las ciudades de
Cuito, Menongue (aguas arriba del río
Cuanza), donde el espesor puede alcanzar los
8-10 m; su origen es atribuido a la erosión
eólica de los diferentes materiales geológicos
presentes en la zona, según Korpershoek
(1964) y Marques (1966).
Paleógeno-Neógeno
Depresión Perioceánica
Zona de Cuanza
La formación Quifangondo (Oligoceno-
Mioceno) aflora en el norte, Sur y Centro de
la, y está compuesta fundamentalmente por
arenas arcillosas; en ocasiones, incluye
sedimentos calcáreos y evaporitas, así como
capas de margas y calizas. La Formación tiene
un espesor muy variable, llegando hasta los
3013 m al norte de la depresión y menos de
100 m en algunos altos sedimentarios. Se situa
mediante discordancia estratigráfica sobre los
depósitos de la Formación Cunga según
Cramez (1972).
Zona de Cabinda-Congo
La Formación Malembo (Eoceno-
Mioceno) aflora desde el río Zaire al sur en la
zona de Cabinda-Congo, hasta las
inmediaciones de la ciudad de N’Zeto,
incluyendo la parte sublitoral de la plataforma
continental. Está compuesta en el muro por
areniscas, argilitas y siltitas; la parte alta de la
secuencia, está compuesta por areniscas de
grano grueso de origen deltaico, argilitas y
siltitas. T iene un espesor de entre 1000-3000
m. Los depósitos de edad Eoceno-Plioceno
se observan en todo el litoral de la zona desde
el río Lucula hasta el río Zaire, quedando
compuestos por areniscas, margas, calizas,
arcillas y en ocasiones conglomerados;
presentan espesor decamétrico a
hectométrico.
Los depósitos de edad Oligoceno-
Mioceno afloran hacia el Noreste de la zona,
72 CAPÍTULO II. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
concretamente en la población de Cacongo,
siendo compuestos por margas, arcillas, y
arenas. Estos afloramientos se encuentran
concordantemente sobre los depósitos de
edad Eoceno-Plioceno y su espesor es
variable, llegando a alcanzar los centenares de
metros en algunos lugares de la zona.
Zona de Namibe
Depósitos de edad Eoceno-Mioceno
afloran cerca de Namibe, comprendiendo
areniscas, calizas y margas, con un espesor que
puede alcanzar unos pocos centenares de
metros.
Los afloramientos de edad Eoceno-
Plioceno afloran en la parte Norte de la zona,
en las inmediaciones de la ciudad de Benguela,
y exhiben en la base arcillas, margas, calizas
con bioclastos y algas; hacia el techo pasan a
areniscas. El corte geológico realizado en el
río Pima presenta conglomerados, con
depósitos de diatomitas. El espesor puede
llegar a 1000 m.
Depresiones continentales
Grupo Kalahari
Los afloramientos de edad Eoceno-
Plioceno de origen Continental están
representados por el Grupo Kalahari, que se
yace en hiato sobre secuencias subyacentes
muy poco afectadas por movimientos
tectónicos. Los depósitos de Kalahari en la
parte Este de Angola se encuentran rellenando
las Depresiones Continentales del Congo y
Okavango. El Grupo Kalahari se ha
subdividido en Formación “Gres polimorfos”
(muro) y Formación “Areias Ocres” (techo).
El espesor total de los depósitos del Kalahari
oscila entre los 50 a 150 m; aunque al Sur de
Angola y Norte de Namibia puede alcanzar los
300-450 m (W an W uk, 1980).
La Formación “Gres polimorfos” está
compuesta por areniscas litificadas de
coloración blanquísima, violetas y en ocasiones
rojizas; a muro se observan brechas con
calcedonia y fragmentos lateríticos, y en
ocasiones conglomerados basales con espesor
de hasta 2 m; el techo se compone de areniscas
feldespático-cuarzosas, reemplazadas
verticalmente por areniscas con granulometría
variable y laminación cruzada, que gradan
hacia la parte superior a areniscas arcillosas,
poco litificadas. Muchos tramos están
silicificados, con areniscas cementadas por
calcedonia u ópalo, según Mouta (1952),
Morfonte (1960) y Ploey et al. (1968). La edad
es desconocida, debatiéndose una edad
Eoceno o bien Oligoceno-Mioceno.
La Formación “Areias Ocres”, aflora en
gran parte del país, y se caracteriza por una
auténtica homogenidad en composición, pues
comúnmente está compuesta por finas capas
de arenas con cuarzo, de tamaño de grano del
orden de 0,1-0,5 mm, con elevados contenidos
de hidróxido de hierro, circón, rutilo,
turmalina, estaurolita y cianita. Hacia el sector
septentrional de la provincia de Lunda Norte,
puede presentar conglomerados de gran
espesor en la base, con inclusiones de
calcedonia, nódulos de limonita y fragmentos
de areniscas pertenecientes a la Formación
Kalahari Inferior . En ocasiones las arenas
aparecen directamente sobre los depósitos
mesozoicos de las depresiones del Congo y
Okavango. El origen de las arenas es atribuido
a la erosión eólica de materiales presentes en
la formación y su distribución es favorecida
por la red fluvial. El espesor de las arenas va
desde 120 m hasta los 200 y 300 m en algunas
áreas de la Depresión de Okavango. Se le
sugiere una edad ante-Plioceno Superior ,
según Carvalho et al. (1983) y Lepersonne
(1974).
Neógeno
Los afloramientos de edad Neógena, en
Angola, solamente han sido reconocidos en la
Depresión Perioceánica, concretamente en la
zona de Cuanza, representados por las
Formaciones Bon Jesús, Cacuaco y Luanda.
La Formación Bon Jesús aflora en las
depresiones mesozoicas de los ríos Cuanza y
73 2.3. Intr oducción a la geología de Angola
Cuvo, y consta en la base de margas, arcillas,
y raramente calizas, mientras que la parte
superior presenta areniscas, calizas y
conglomerados. La Formación tiene un
espesor de 120 m y aflora discordante sobre
la Formación Quifangondo.
La Formación Cacuaco-Luanda aflora
hacia el Noreste de la zona de Cuanza, y a lo
largo de la costa litoral, estando compuesta
por arcillas, margas, en ocasiones arcillas
gipsíferas, calizas y areniscas (figuras 2.3.16-
2.3.17). Alcanza 2000 m de potencia y aflora
discordante sobre la Formación Quifangondo.
Su edad es del Plioceno (Ciampo et al., 2001).
Neógeno-Cuaternario
Los depósitos de edad Pliocénico-
Cuaternarios en Angola, están representados
por la Formación Quelo, en la zona de Cuanza,
y los depósitos no diferenciados del Plioceno-
Cuaternario en la Depresión Perioceánica, en
las zonas de Cabinda-Congo y zona de
Namibe.
La Formación Quelo está compuesta por
arcillas, arenas rojas con niveles de lateritas
con espesor de 0,5-1m. La potencia máxima
de la unidad oscila entre los 150-200 m.
Contiene fósiles de agua dulce.
Los depósitos de edad Plioceno-
Cuaternario afloran principalmente en la zona
Cabinda-Congo y zona de Namibe en los valles
de los afluentes de los principales ríos de la
zona. Se componen de areniscas y arcillas
rojas; el muro incluye paleosuelos lateríticos
con un enriquecimiento considerable en hierro
y aluminio, cuyo espesor puede alcanzar los
5m. El espesor máximo de los depósitos oscila
entre 35-120 m, pero en ocasiones llega a los
500 m.
Cuaternario
Cuaternario Inferior , Medio y Superior
Depósitos de terrazas marinas, con
espesores superiores a 40 m, afloran en las
zonas de Cabinda-Congo (Sur de Cabinda) y
Namibe, cerca de la ciudad de Benguela (Bahía
Figura 2.3.16. V ista desde la bocana W del puer -
to de Luanda de la otra bocana, en la que desta-
can acantilados de materiales de la formación
pliocena Cacuaco-Luanda, constituida por
mar gas y ar cillas.
Figura 2.3.17. Otr o detalle de la formación
Cacuaco-Luanda desde el Mirador de la Lua
(carr etera de Luanda a Barra do Cuanza, a unos
70 km de Luanda). Se destacan las ar cillas r ojas
y las mar gas grisáceas, con desarr ollo de «bad
Farta), con espesor muy variable de hasta 40
m. Según Galvao y Silva (1972) y Neto (1961)
están compuestos por arenas finas de color
blanco hacia el techo, mientras que en el muro
aparecen areniscas gruesas con cemento
calcítico, calizas con espesor de hasta 1,5 m
con fosiles de Ostrea y niveles ricos en
peloides asociados a conglomerados (Bahía
Farta).
Otros depósitos de terrazas marinas con
espesores inferiores a 40 m están compuestas
74 CAPÍTULO II. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA
por arenas arcillosas con coloración clara, así
como otras rojas, cuyo espesor puede
alcanzar los 10 m, conteniendo artefactos del
Paleolítico (Lapao, 1972).
Holoceno
Los depósitos Holocenos están
representados por los depósitos de terrazas
de playa, depósitos de terrazas marinas de 3-
6 m de altitud y culminan en los aluviones de
los canales y afluentes.
Los depósitos de playa y terrazas marinas
afloran principalmente en una franja estrecha
de hasta centenares de metros de anchura en
el litoral de Angola, y están compuestos por
arenas finas de coloración clara y , en
ocasiones, muy ricas en magnetita y epidota;
raramente constan de gravas o de arcillas.
Los depósitos de aluvión forman terrazas
bajas, de hasta 3m; comúnmente afloran en casi
todos los ríos importantes, estando
compuestos desde el muro por arenas finas y
gruesas, arcillas y finalmente hacia el techo por
gravas enriquecidos en magnetita e ilmenita.
Hacia la parte Noreste de Angola,
concretamente en los ríos Luembe, Chiumbe,
Cassai, los depósitos de terrazas se componen
principalmente por sedimentos arenoso-
arcillosos y material más grueso. Las zonas de
grava en la base contienen diamantes.
Depósitos no difer enciados del Cuaternario
Los depósitos eólicos afloran
principalmente en el Suroeste de Angola,
principalmente en la provincia de Namibe y ,
en menor medida, en el Sureste de Angola, en
las cuencas de los ríos Cubango y Cuando.
Los depósitos eólicos del Suroeste de Angola
se han formados por la erosión de los
materiales transportados por el río Cunene
hasta el litoral (figura 2.3.18), en cambio los
depósitos eólicos del Sureste se han formado
Figura 2.3.18. Ar enas eólicas del Cuaternario,
conformando dunas activas al S de T ombua
(a 100 km al S de Namibe), que son
par cialmente fijadas con barr eras de caña y
palma.
por la erosión de los materiales de la
Formación Kalahari .
Los depósitos de proluvio-aluvión afloran
principalmente en la parte este del país, en las
cuencas de los ríos Cunene, Cuanza, así como
en la intersección de los ríos Zambeze y Cassai.
En la parte Oeste del País, estos depósitos
solamente se han reconocido en los valles de los
ríos Zaire y Cuvo; y en la zona Este del río
Cunene. Estos depósitos se caracterizan por
presentar un relieve plano, con arenas muy finas
y bien lavadas. En el Noreste de Angola, en las
cuencas de los ríos Luembe y Chiumbe, aparecen
terrazas a 4, 10, y 20 m de altura, compuestas
por arenas o arenas-arcilla.
Los depósitos coluviales afloran en la
superficie de los interfluvios, con relieve poco
inclinado. Su constitución depende de la
naturaleza de la roca infrayacente. Estos depósitos
están compuestos por litoclastos y en zonas
planas están cementados por hidróxidos de hierro
(Marques, 1971). Estos depósitos pueden
alcanzar un espesor desde los 10-15m.
82 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
anfíbol y plagioclasa (las dos, con los cristales
dispuestos según la foliación), con menores
proporciones de biotita y , en ocasiones, con
cantidades accesorias de granate, epidota, ilmenita
o titanita. Las características texturales pueden
corresponder a las de una típica metabasita. Forman
cuerpos de gran tamaño, de potencia superior en
ocasiones a 500 m, aunque a menudo estos cuerpos
intercalan paquetes de metatufitas o incluso
esquistos. A nivel de cuerpo presentan un
comportamiento diferenciado en relación a las
metapelitas encajantes, de manera que sus
afloramientos a menudo están afectados por
fenómenos de “boudinage”.
Metatufitas
Las metatufitas de Giraúl presentan en
imagen satelital un color verde pálido pero
también pardo rojizo oscuro, siendo en este
último caso difícil diferenciarlas de las
anfibolitas.
En afloramiento, las metatufitas presentan
un tamaño de grano inferior a las anfibolitas
s.s., generalmente menor que 1 mm; además,
su color es a menudo más claro que el de las
metabasitas de grano grueso.
Por otra parte, en las metatufitas el
bandeado metamórfico es fino, de grosor
escasamente milimétrico, y queda definido por
alineaciones de máficos. Por lo común, estas
rocas podrían clasificarse como esquistos
anfibólicos, pues presentan proporciones
importantes de cuarzo (que puede llegar a ser
dominante), biotita y , en menor cantidad,
plagioclasa. La esquistosidad queda a menudo
bien definida en estas rocas, quedando patente
por la orientación de las micas y de los
anfíboles.
0 2 4 km
Figura 3.1.5. Imagen satelital de la zona estudiada, con los afloramientos de anfibolitas (tono
marrón oscur o, con orientación WNW -SSE y NW -SE), inter caladas en tramos de color gris de
metapelitas. En el vértice NW de la imagen destaca una intrusión cir cular de granitos leucocráticos.
Al N de la imagen se apr ecia el río Giraúl, de trazado apr oximado E-W . Se apr ecian también
algunos diques básicos de dir ección NNW -SSE.
83 3.1-Geología de la zona de estudio
T ramo detrítico medio
En imagen de satélite se reconoce por
tonalidades oscuras, pudiéndose asimismo
apreciar en ocasiones su bandeado, en el que
localmente destacan algunos niveles arenosos
más gruesos, de color más claro. El conjunto
tiene aspecto turbidítico (figura 3.1.6).
Consta de alternancias de pizarras y
areniscas, y es similar al tramo anterior , pero
con pasadas metatufíticas más escasas y de
menor potencia; no obstante, también hay
algunos pocos tramos de metabasitas de
potencia decamétrica. Aflora en la zona sur y
en la zona norte; su potencia puede ser de
unos 500 m.
En los materiales arenosos
(metapsamitas) el componente principal es
cuarzo, con menores cantidades de biotita y
moscovita (figuras 3.1.7-3.1.8). El
componente feldespático es siempre muy
inferior al que se da en los materiales de la
unidad anterior , y llega a ser prácticamente
nulo; por otra parte, los fragmentos líticos
están totalmente ausentes. T odo ello indica un
estadio con una menor influencia de los
aportes volcánicos a la cuenca.
En los tramos pelíticos predomina la
moscovita sobre la biotita, con menor
proporción de cuarzo.
T ramo detrítico superior
Se trata de un tramo de alternancias
decimétricas a métricas de pizarras y
areniscas, con eventuales pasadas de chert
laminado y cuarcitas, que llegan a formar
bancos de hasta 20 m de espesor . Este tramo,
en cambio, parece estar desprovisto de
metabasitas.
En conjunto, esta unidad presenta colores
ligeramente más claros que la unidad inferior ,
tanto a nivel de campo como en imagen
satélite.
Este tramo aflora en la parte más al sur
de la zona estudiada, y se desconoce su
potencia, muy enmascarada por el
plegamiento, pero puede ser como mínimo
superior a 1 km.
Figura 3.1.6. Aspecto de campo de alternancias
turbidíticas en el tramo detrítico medio. Los
color es clar os son metapsamitas y los más
oscur os metapelitas.
Figura 3.1.7. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (nícoles cruzados) de un tramo de
metapsammitas con esquistosidad, con cuarzo y
biotita. Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.8. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (nícoles cruzados) de un tramo de
metapsamitas biotíticas, muy rico en cuarzo.
Campo, 2,4 mm.
84 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
3.1.2. LA DEFORMACIÓN Y EL
MET AMORFISMO PRECÁMBRICOS
Aunque el estudio de detalle de estos
aspectos queda lejos de los objetivos de la
tesis, para poder enmarcar el contexto
geológico se ha realizado un ensayo de
evaluación a grandes rasgos de la estructura
geológica de la zona estudiada, a partir de
fotogeología (imagen satélite) e integrando los
datos disponibles de campo.
La deformación de los materiales
precámbricos es compleja y polifásica, pues
estos materiales se encuentran afectados por
diversas fases de pliegues con cabalgamientos
asociados; el conjunto, a su vez, es cortado
por fallas, y afectado por metamorfismo
regional.
Las series del Precámbrico se encuentran
intensamente plegadas en la zona de estudio,
y afectadas por metamorfismo regional en
facies anfibolitas, que para el caso de las
metapelitas puede apreciarse que se está
dentro de las zonas de la biotita y de la
cordierita, aunque en algunos sectores situados
más hacia el SW parece que se llega a entrar
en la zona de los esquistos verdes.
El plegamiento
A grandes rasgos, la deformación se
produce en una fase principal que desarrolla
pliegues muy apretados, de tipo similar , con
ejes de dirección aproximada WNW -SSE a
NW -SE.
Figura 3.1.9 Fotointerpr etación, a partir de la imagen satélite, de la estructura de la
zona estudiada. En ver de, los cuerpos de anfibolitas; en r ojo, los cuerpos intrusivos de
granitoides. Las líneas amarillas trazan las dir ecciones de foliación metamórfica o la
estratificación; las lineas de trazo negr o grueso son fallas. Adviértase el carácter
tar ditectónico de los granitos y de las fallas. Los pliegues son muy apr etados y de dir ección
dominante WNW -ESE.
85 3.1-Geología de la zona de estudio
A escala de toda la zona, en imagen de
fotosatélite, se distinguen pliegues de radio
kilométrico, en los que los grandes paquetes
de anfibolitas masivas acostumbran a aflorar
en los núcleos anticlinales, y en los flancos, las
series turbidíticas de esquistos y areniscas
(figura 3.1.9).
En asociación con este estadio de
plegamiento se producen eventualmente
despegues en los flancos de los pliegues, con
desarrollo de cabalgamientos dirigidos hacia
el SSW . Estos cabalgamientos llegan a hacer
superponer las series basales sobre las
superiores hacia el SW de la zona estudiada
(figura 3.1.9), y su desplazamiento parece ser
al menos de alcance hectométrico.
Los ejes de los pliegues parecen estar
generalmente inclinados unos 20-35º al NE,
si bien a veces están inclinados hacia el SW ,
Figura 3.1.10. Detalle, en imagen de foto de satélite, de la estructura de la zona sur de la
zona estudiada. Se apr ecian pliegues de tipo similar , apr etados, desarr ollados en los
materiales turbidíticos (ar eniscas de color clar o y pizarras de color más oscur o) de la
serie superior .
delimitando afloramientos de anfibolitas de
forma redondeada o elongada,lo que sugiere
la existencia de estructuras de interferencia de
pliegues de tipo domo, que pueden haber sido
producidas por interferencia de al menos dos
generaciones de pliegues.
La fase dominante de plegmaiento, la
principal, tendría ver gencia hacia el SW , con
su plano axial con inclinación variable, aunque
generalmente muy inclinado; estos pliegues se
perciben mucho mejor a escala de paisaje en
los materiales de la serie detrítica superior de
carácter turbidític o , debido al contraste de
color entre los paquetes arenosos y los
pizarrosos (figura 3.1.10).
A nivel de campo es común poder
observar , especialmente en los materiales
turbidíticos o metapelíticos, pliegues menores,
de radio medio a pequeño, asociados a las
86 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
grandes estructuras de la fase de plegamiento
principal, que ya se han perfilado en los
apartados anteriores. En general, se reconocen
pliegues menores de tipo M (zonas de
charnela), de tipo S (zonas de flanco normal)
o de tipo Z (flanco invertido); algunos ejes
subverticales pueden corresponder a la primera
fase de deformación (figuras 3.1.1 1, 3.1.12,
3.1.13).
La esquistosidad de plano axial asociada
a estos pliegues está generalmente bien
desarrollada en las metapelitas, siendo menos
patente en las metagrauvacas o en las
anfibolitas de grano grueso. Por lo general el
grado de recristalización de los filosilicatos es
muy elavado.
A menudo se reconocen dos estadios de
desarrollo de esquistosidad, con la aparición de
foliaciones crenuladas, la principal de las cuales
es la segunda, que llega a transponer a la primera
esquistosidad.
La presencia de esquistosidades
transpuestas es más fácilmente observable en
los micasquistos, pese a ser este tipo de rocas
menos abundante de lo esperado (figura
3.1.14).
La existencia de esquistosidades
transpuestas es un indicador claro de la existencia
de más de una fase de plegamiento, y , debido a
la geometría de las crenulaciones, probablemente
las direcciones de los pliegues sean muy
parecidas.
Figura 3.1.1 1. Pliegues menor es de tipo S,
asociados a un flanco normal de un pliegue
mayor . Los niveles más r esistentes a la
er osión son de chert (unidad superior).
Figura 3.1.13. Pliegues de eje subvertical,
posiblemente asociados a la primera fase,
afectando alternancias de pizarras y
ar eniscas (unidad media).
Figura 3.1.14. Esquistosidades transpuestas en
materiales metapelíticos, definidas por
moscovita; la fase principal está horizontal en
la imagen. Nícoles cruzados; campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.12. Pliegues menor es de tipo Z
en metapelitas de la unidad media,
asociados a un flanco invertido de un
pliegue mayor .
87 3.1-Geología de la zona de estudio
El metamorfismo
El metamorfismo de la zona estudiada se
produce en la mesozona, con un fuerte grado
de recristalización de las rocas, en condiciones
principalmente en facies anfibolitas; en las
rocas esquistosas se reconocen asociaciones
minerales dentro de la zona de la biotita o de
la cordierita.
Aunque el estudio de las rocas
metamórficas queda lejos del objetivo de este
trabajo, a grandes rasgos se ha realizado una
aproximación a las condiciones de formación
de este tipo de rocas, puesto que son el
encajante de buena parte de las pegmatitas del
campo de Giraúl.
Los materiales de la zona de estudio en
los que quedan registrados los principales
cambios metamórficos son las rocas volcánicas
básicas, metamorfizadas como anfibolitas, las
volcanosedimentaris y básicas, metamorfizadas
como metatufitas, y las metapelitas y
metapsamitas, por lo que describiremos estas
rocas con mucho mayor detalle.
Anfibolitas
Se caracterizan por su asociación mineral
de plagioclasa + hornblenda verde + epidota/
clinozoisita ± biotita; como mineral opaco
accesorio es común la ilmenita, más o menos
reemplazada por titanita en sus bordes de
grano (figuras 3.1.15-3.1.22). Otros
minerales accesorios son más escasos (apatito,
zircón). Finalmente, otros componentes como
cuarzo, clorita y calcita se considera que son
productos secundarios. Estas asociaciones
minerales son típicas de la facies de las
anfibolitas.
Los minerales más abundantes de las
anfibolitas de Giraúl son plagioclasa (cerca del
35%) y anfíbol verde (alrededor del 35%); el
resto de minerales se reparten el resto, siendo
la biotita el más común entre los accesorios
(alrededor de un 10-15%). No obstante, en
algunos casos la hornblenda puede aparecer
en proporciones mucho mayores.
La plagioclasa se presenta en cristales de
hábito prismático corto, hipidiomórficos, en
todos los casos con maclado polisintético, casi
siempre según la ley de la albita, aunque en
algunos casos se aprecia la ley de la periclina.
Además, puede tener zonado ondulatorio,
generalmente mal definido. Es de grano grueso,
alcanzando en algunos casos 3-4 mm. En la
mayor parte de los casos está poco
sericitizada.
El anfíbol forma cristales hipidiomórficos,
de hábito prismático corto. Es de color verde
muy oscuro, por lo que debe ser rico en hierro,
y presenta también a menudo zonado y
maclado simple o polisintético; es de grano
grueso (2-5 mm) y en ocasiones
poiquiloblástico, englobando granos de cuarzo
y biotita. No se observan exsoluciones de otros
anfíboles. Aunque no ha sido analizado
químicamente de forma sistemática con
microsonda electrónica, sus características
ópticas parecen corresponder en todos los
casos a las de un anfíbol cálcico del tipo de
las «hornblendas».
La biotita es idiomórfica o hipidiomórfica,
de hábito tabular . Es fuertemente pleocroica
con colores muy oscuros, por lo que
deducimos que, pese a no haber sido analizada
químicamente con microsonda electrónica,
probablemente es de composición próxima a
la annita; a menudo contiene inclusiones de
zircón metamícico, de tamaño de grano muy
fino, que le ocasionan aureolas metamícticas
pleocroicas.
La epidota es idiomórfica, de hábito
prismático muy corto, y a menudo se encuentra
maclada. Es de tamaño de grano fino
(generalmente entre 100- 5 00 μ m) y no se
aprecia zonación en la misma. Es muy poco
rica en hierro, como lo indica su coloración
muy pálida, casi incolora. Los cristales de
epidota están casi siempre libres de inclusiones,
si bien a veces en su núcleo se aprecian
cristales de allanita.
En no pocos casos la allanita se presenta
en lugar de la epidota. La allanita desarrolla
también cristales de aspecto muy idiomórfico,
si bien éstos están muy zonados; su tamaño
de grano es inferior a 1 mm. En luz transmitida,
sin analizador , se ve de color amarillento, y en
nícoles cruzados tiene comportamiento
isótropo, evidenciando un carácter
88 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
metamíctico, por lo que debe contener torio
en su estructura.
La zoisita es rara, pero puede aparecer
alternativamente a la epidota, o acompañando
a la misma, casi siempre como un producto de
reemplazamiento de grano muy fino (menos de
100 micras) de otros minerales, apareciendo
principalmente en los contactos entre
plagioclasa y biotita.
El cuarzo y la calcita son siempre
alotriomórficos, de tamaño de grano muy fino
(menos de 100 micras) y no parecen ser nunca
primarios, pues se encuentran en vetillas o
como productos de reemplazamiento de otros
minerales. En ningún caso son abundantes en
estas rocas.
Completan la asociación pequeñas
cantidades de apatito, ilmenita y titanita. El
apatito forma cristales hipidiomórficos de
hábitoprismático corto, no zonados, de grano
fino a medio, pudiendo alcanzar hasta 500
micras.
La ilmenita aparece generalmente een
cristales hipidiomorficos de hábito tabular ,
bastante redondeados.
La titanita, como se ha indicado, es
pseudomórfica de ilmenita, y aparece como
granos alotriomorfos de grano muy fino (menos
de 100 micras) desarrollados en los bordes
de grano de la misma.
La clorita es generalmente un producto
pseudomórfico de clorita o anfíbol, y aparece
en cristales tabulares de grano fino; es de color
verde pálido. Es rara, y probablemente sea un
producto retrometamórfico.
Metatufitas
La composición mineral de estas rocas es
bastante parecida a la de las anfibolitas, con las
que se encentran generalmente asociadas (figuras
3.1.23-3.1.26). Como se recordará, forman
bancos finamente laminados, intercaladas entre
anfibolitas, metapelitas y metapsamitas. Su
composición mineral es mixta entre este conjunto
de rocas. Por consiguiente, s e caracterizan por
presentar una asociación mineral de cuarzo +
biotita + plagioclasa + hornblenda verde +
epidota/clinozoisita ± almandino. En mucha
menor cantidad, aparecen minerales como
ilmenita, titanita, apatito y zicón. Otros minerales
accesorios (clorita, calcita) corresponden a
productos secundarios o retrógrados.
A diferencia de las anfibolitas, el mineral
más abundantes es cuarzo (cerca del 35%) y
biotita (alrededor del 25%); las proporciones
de anfíbol y de plagioclasa son muy variables
entre cada uno de los niveles muestreados. Los
otros minerales son mucho más escasos.
El cuarzo se presenta en granos que
evidencian un origen detrítico, alotriomórficos,
de bordes angulosos pero con una esfericidad
moderada. De todos modos, en muchos casos
la deformación enmascara estas texturas. Por
lo general, es de grano fino (entre unas 100 y
500 micras).
La biotita es muy común, hipidiomórfica,
de hábito tabular fino. Es fuertemente
pleocroica, a menudo en tonos pardorojizos,
por lo que probablemente es rica en titanio; a
menudo contiene inclusiones de zircón
metamícico, de tamaño de grano muy fino, que
le ocasionan aureolas metamícticas
pleocroicas.
La plagioclasa se presenta en cristales de
forma variable, entre hipidiomórfica a
alotriomórfica, aunque este último caso es más
corriente. En todos los casos se evidencia el
maclado polisintético, casi siempre según la
ley de la albita. Es de grano fino, similar al del
cuarzo (entre 100 y 500 micras). El grado de
sericitización es bajo o nulo.
El anfíbol forma cristales alotriomórficos.
Es de color verde, con tonos muy variables,
aunque casi siempre debe ser rica en hierro;
se aprecia a menudo zonado, y además es
común el maclado simple o polisintético. Su
tamaño de grano es a menudo más grueso que
el del resto de minerales (casi siempre,
cercano a las 500 micras o algo más) y en
ocasiones es poiquiloblástica, englobando
casi siempre abundantes granos de cuarzo y
biotita. No se observan exsoluciones de otros
anfíboles. Se dispone de análisis químicos
mediante microsonda electronica de algunas
de estas hornblendas, que demuestran que se
encuentran a caballo de los campos
composicionales de la magnesiohornblenda y
de la ferrohornblenda.
89 3.1-Geología de la zona de estudio
Figura 3.1.17. Detalle al micr oscopio de luz transmitida
(sin analizador) de una anfibolita, con plagioclasa,
anfí bol (ver de), biotita (marrón) y allanita zonada
(amarillo par duzco). Campo, 5,8 m m .
Figura 3.1.18. La imagen anterior , en nícoles
cruzados.
Figura 3.1.16.. La misma imagen anterior , en
nícoles cruzados.
Figura 3.1.15. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una anfibolita,
con plagioclasa, anfíbol (ver de), biotita (mar rón)
y epidota (amarillo pálido). Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.19. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una anfibolita, con
plagioclasa, anfíbol (ver de) y biotita (marrón) .
Campo, 5,8 m m .
Figura 3.1.20. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una anfibolita, con
plagioclasa, anfíbol (ver de), biotita (marrón) y allanita
zonada (amarillopar duzco). Campo, 5,8 m m .
90 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
Figura 3.1.24. La imagen anterior , en nícoles
cruzados. Nótese las maclas polisintéticas en la
plagioclasa, y los granos comunes de cuarzo poco
r edondeado.
Figura 3.1.23. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una metatufita,
con plagioclasa, anfíbol (ver de), biotita (marrón)
y cuarzo. Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.22. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una anfibolita, con
plagioclasa, anfíbol (ver de) y biotita (marrón).
Campo, 1 1,6 m m .
Figura 3.1.21. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una anfibolita, con
plagioclasa, anfíbol (ver de) y biotita (marrón).
Campo, 5,8 mm .
Figura 3.1.26. La imagen anterior , en nícoles
cruzados. A r emar car la abundancia de cuarzo y
la textura de grnao fino.
Figura 3.1.25. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una metatufita,
con plagioclasa, anfíbol (ver de), biotita (marrón)
y cuarzo. Campo, 5,8 mm.
91 3.1-Geología de la zona de estudio
La epidota es casi siempre idiomórfica, de
hábito prismático muy corto, y a menudo se
encuentra maclada. Es de tamaño de grano fino
(casi siempre entre 100- 5 00 μ m) y no se
aprecia zonación en la misma. Es pobre en
hierro (puesto que es casi incolora), y en el
núcleo de los cristales a veces se aprecia
allanita.
La allanita, como la epidota, se encuentra
también como cristales idiomórficos, en este
caso, claramente zonados; su tamaño de grano
es inferior a 1 mm. En luz transmitida, sin
analizador , se ve de color amarillento a amarillo
parduzco, con relieve no muy elevado; en
nícoles cruzados, se la observa muy
isotropizada debido a procesos de
metamictización.
La clinozoisita/zoisita es rara en estas
rocas y , cuando aparece, es poco abundante.
Puede formarse alternativamente a la epidota,
o acompañando a la misma. Presenta un
tamaño de grano muy fino (menos de 100
micras), y casi siempre se desarrolla como un
producto de reemplazamiento tardío de otros
minerales, de manera que aparece
principalmente en bordes de grano, en los
contactos entre plagioclasa y biotita. En
algunos de estos casos, parece que se
encuentra formando parte de agregados
simplectíticos con cuarzo.
El almandino forma cristales idiomórficos
(trapezoédricos o rombododecaédricos) a
hipidiomórficos (redondeados o elipsoidales,
a veces helicíticos), de tamaño promedio en el
orden milimétrico. Es de color rojizo,
levemente rosado-rojizo en lámina delgada.
Casi siempre es poiquiloblástico, siendo rico
en inclusiones de cuarzo y , en menor grado,
biotita. El conjunto de esta asociación puede
estar parcialmente reemplazado por cristales
de clorita.
La calcita es alotriomórfica; es muy escasa
y de tamaño de grano muy fino (menos de
100 micras), y no parece ser nunca primaria,
pues rellena fisuras o es un producto de
reemplazamiento de otros minerales,
principalmente plagioclasa o anfíboles.
La clorita es poco común y generalmente
pseudomórfica de biotita, granate o anfíbol; es
de color verde pálido.
Metapelitas y metapsamitas
Se encuentran generalmente afectadas por
la esquistosidad regional. En la mayor parte
de casos están constituidas por biotita, cuarzo,
moscovita, con pequeñas cantidades de
plagioclasa o microclina (figuras 3.1.27-3.1.28).
La proporción de cada mineral en la roca
y su tamaño de grano son muy variables entre
los diferentes niveles que constituyen estas
secuencias sedimentarias.
Los cristales de cuarzo, plagioclasa y
biotita presentan características morfológicas
del todo comparables a las ya descritas para
los mismos minerales de los tramos de rocas
vulcanoclásticas; para las características
texturales de estos minerales en este tipo de
rocas podemos remitirnos a las figuras 3.1.2-
3.1.8 y 3.1.1 1-3.1.14.
La moscovita no es común en todos los
niveles metasedimentarios, y aparece en forma
de dos tipos de texturas, como poiquiloblastos
o en la matriz.
Los cristales poiquiloblásticos de
moscovita son de tamaño milimétrico e
idiomórficos, con hábito tabular grueso.
Acostumbran a presentar abundantes
inclusiones de cuarzo y feldespatos y no
presentan zonación; de hecho, este tipo de
moscovita es más común en los tramos más
metapsamíticos (figura 3.1.27).
De todos modos, en el campo de Giraúl
es mucho más frecuente encontrar la
moscovita como un componente de la matriz
de grano más fino, especialmente en los niveles
más pelíticos. Este tipo de moscovita forma
cristales hipidiomórficos de hábito tabular ,
delgados, muy a menudo afectados por
crenulaciones y jamás son poiquiloblásticos
(figuras 3.1.28-3.1.32).
En algunos casos, casi siempre en los
tramos de materiales más finos y más ricos en
filosilicatos, aparecen cristales de granate rico
en componente almandino. Son de tamaño
milimétrico y casi siempre idiomórficos
(trapezoédricos o rombododecaédricos) pero
también hipidiomórficos (redondeados o
elipsoidales, a veces helicíticos; figuras 3.1.33-
3.1.38). No obstante, este mineral no es
abundante en la zona, y en los tramos con
98 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
Por lo general, la roca consta de cristales de
gran tamaño de anfíbol (de hasta varios centímetros
de longitud en algunos casos) que engloban cristales
de clinopiroxeno (figuras 3.1.47-3.1.50).
Los cristales de anfíbol son de hábito prismático
corto, y presentan a menudo texturas de equilibrio
entre ellos. A menudo su núcleo se ve más oscuro
debido a ser más rico en Fe.
El piroxeno muestra forma de hipidiomórfica a
idiomórfica; es incoloro, de composición diopsídica.
A menudo se encuentra maclado con maclas simples
o polisintéticas; en cambio, no se observa zonación
concéntrica en el mismo, aunque sí puede existir
zonación en forma de reloj de arena. Por otra parte,
el grado de reemplazamiento que acostumbra a
presentar por anfíbol de tipo I no permite ver si
presenta exsoluciones de otros piroxenos.
Completan la asociación ilmenita (cristales
alotriomórficos, redondeados) y apatito (cristales
idiomórficos, de tamaño a veces medio, alcanzando
algunos centenares de micras); en ocasiones aparece
titanita reemplazando al primer mineral.
Hornblenditas
Desconocemos en detalle las dimensiones de
estos cuerpos y las relaciones geométricas y
temporales con los cuerpos ultramáficos anteriores.
Las hornblenditas presentan una textura
granuda hipidiomórfica, y están constituidas casi
exclusivamente por anfíbol verde de tipo hornblenda
(figuras 3.1.51-3.1.52) , aunque pueden aparecer
cantidades accesorias de clinopiroxeno. Los cristales
de anfíbol son hipidiomórficos, de hábito prismático
corto, y se encuentran a menudo fuertemente
zonados.
El tamaño de grano es aparentemente menor
al de las rocas piroxénicas, y por lo general es
de orden milimétrico. T ampoco presentan
evidencias de deformación, pues los cristales
se encuentran totalmente desorientados.
Gabr onoritas
Las gabronoritas se encuentran generalmente
como material intersticial en brechas ígneas definidas
por clastos de las rocas ultramáficas anteriores, que
quedan de esta manera aglutinadas por la matriz
gabronorítica (figura 3.1.53). La morfología de estos
cuerpos y sus dimensiones no han sido establecidas en
detalle, pues forman subunidades dentro de los cuerpos
ultramáficos mayores; no obstante, deben constituir
cuerpos como mínimo de orden decamétrico.
La matriz gabronorítica presenta una textura
granuda, de grano fino (hasta 1-2 mm),
equidimensional y alotriomórfica. Las plagioclasas
y los piroxenos presentan granos muy redondeados,
con texturas de cristalización en equilibrio (puntos
triples; figura 3.1.54). En la plagioclasa el maclado
polisintético está generalizado, pero en cambio no
presentan zonado.
Los minerales de estas rocas están
desorientados, por lo que tampoco presentan
evidencias de deformación.
Figura 3.1.48. La imagen anterior , en nícoles
cruzados. Adviértase la zonación del anfíbol,y el
carácter desorientado de todos los cristales de la
r oca.
Figura 3.1.47. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una pir oxenita, con
pir oxeno (incolor o) y anfíbol (ver de, zonado).
Campo, 5,8 mm .
99 3.1-Geología de la zona de estudio
Figura 3.1.50. La misma imagen anterior , en nícoles
cruzados. Un cristal de pir oxeno con color de
interfer encia ver de amarillento muestra zonación
en forma de r eloj de ar ena.
Figura 3.1.49. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una pir oxenita
anfibólica, con pir oxeno idiomórfico (incolor o)
r eemplazado por anfíbol ver de. Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.52. La misma imagen anterior , en nícoles
cruzados .Nótese el carácter desorientado de los
cristales.
Figura 3.1.51. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una hornblendita;
los cristales más incolor os y pequeños son de
pir oxenos. Campo, 5,8 m m .
Figura 3.1.53. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (nícoles cruzados) de una gabr onorita
r ellenando una br echa magmática con fragmentos
de anfibolita. Campo, 1 1,6 m m.
Figura 3.1.54. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (nícoles cruzados) de una gabr onorita,
con cristales de plagioclasa (gris) y pir oxeno (color es
de interfer encia de 2º or den). Campo, 5,8 m m .
100 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
Granitoides
Forman cuerpos circunscritos, de
morfología generalmente redondeada, ocalada
o incluso esférica, que deforman a la foliación
regional, que resulta abombada en las
proximidades de los intrusivos. En la zona
apical, la intrusión de los granitoides se ha
realizado a favor de la foliación regional,
indicando un carácter postectónico de los
granitoides.
A grandes rasgos, en el área considerada
se han cartografiado y estudiado las siguientes
tipologías de granitoides: cuarzodioritas
biotít ico-hornbléndicas, tonalitas biotítico-
hornbléndicas, granodioritas biotíticas y
leucogranitos moscovítico-biotíticos.
Cuarzodioritas
Se trata de cuerpos de dimensiones variables,
aunque habiéndose reconocido cuerpos de 3 km
de radio y otros mucho más pequeños. Forman
cuerpos circulares, que deforman a la esquistosidad
regional. En imagen satélite se reconocen por su
forma y por sus tonos muy oscuros, así como por
su diaclasado (figura 3.1.55).
En afloramiento, presentan color oscuro, en
parte debido a una incipiente oxidación, y ninguna
evidencia de deformación .
Están constituidas por plagioclasa y
hornblenda, con menores cantidades de biotita y ,
localmente, cuarzo (figuras 3.1.56-3.1.59).
La plagioclasa es idiomórfica, con formas
prismáticas cortas, y cristales de pequeñas
Figura 3.1.55. Imagen de satélite del afloramiento principal de cuerpos dioríticos del ár ea (color más
oscur o, forma r edondeada en el centr o de la imagen), encajados en esquistos (color grisáceo) y anfibolitas
(color par do muy oscur o, extr emos izquier do y der echo de la imagen). Se apr ecia, además, algunos
diques de pegmatitas (blanco o blanco-r osado) emplazados tanto en los cuerpos intrusivos como en los
esquistos y anfibolitas. Sobr e uno de ellos se ubica la cantera «A», en la que se extr ejer on durante los
años 1960 berilo y feldespatos.Nótese que está en el contacto de auerpos dioriticos con su encajante.
101 3.1-Geología de la zona de estudio
dimensiones (generalmente milimétricos). No está
siempre zonada, con una zonación en la periferia
del cristal, y con maclado complejo, con
combinaciones de macl ado simple y polisintético
según la ley de la albita y de la periclina. En el
núcleo presenta zonado oscilatorio. Los cristales
de plagioclasa no presentan una alteración a
sericita muy desarrollada, aunque generalmente
ésta existe.
El cuarzo se presenta en cantidades bajas
(hasta el 10% de la roca) en forma de cristales
alotriomórficos de grano relativamente fino (menos
de 500 μ m).
La biotita es abundante (hasta el 10%) y forma
cristales de tamaño variable; una primera generación
es de grano fino, con cristales milimétricos; la
siguiente puede tener cristales poiquiloblásticos
mayores. El hábito de ambos tipos de cristales es
idiomórfico pero equidimensional o ligeramente
tabular . El pleocroismo de la biotita de las dioritas
es en tonos de marrón oscuro.
La hornblenda se presenta en grandes
cantidades (alrededor del 35 % de la roca) en forma
de cristales hipidiomórficos mayores, que
acostumbran a alcanzar 1 cm de longitud y 7 mm
de anchura (con hábito prismático corto). Estos
cristales son poiquiloblásticos, englobando cristales
de plagioclasa, cuarzo y biotita. Por lo general se
encuentra zonada, siendo la zona central rica en
inclusiones de minerales opacos de tamaño de grano
Figura 3.1.57. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (en nícoles cruzados) de la muestra
anterior; nótese la zonación del cristal de
allanita.
Figura 3.1.56. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una
cuarzodiorita, con allanita (r elieve alto, incolora)
en el centr o de la imagen. Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.59. Una imagen similar , en nícoles
cruzados. Nótese la desorientación de los cristales,
y la zonación de los anfíboles. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 3.1.58. Detalle al micr oscopio de luz
transmitida (sin analizador) de una diorita
anfibólica. Campo, 1 1,6 mm.
102 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
muy fino. Es un anfíbol verde oscuro azulado,
especialmente en el centro de los cristales. Por lo
común presenta maclado polisintético.
El mineral accesorio más abundante es el
apatito, que aparece como cristales idiomórficos,
de hábito prismático corto, vagamente
redondeados, y de tamaño relativamente grueso
para lo que es este mineral en granitoides,
alcanzando a veces 500 μ m de longitud. Por lo
común, este mineral queda incluido en cristales de
biotita o anfíbol, y en estas rocas puede alcanzar
una proporción del 1-2%.
La allanita puede estar a veces presente, en
forma de cristales alotriomorfos, redondeados, de
grano medio. Por lo general, puede estar zonada, y
en sus bordes evolucionar a epidota.
El zircón aparece en cristales de grano mucho
más fino, hasta 30 μ m de dimensión máxima, a
menudo incluido en biotita o hornblenda, minerales
en los que produce aureolas metamícticas.
Finalmente, hay raras plaquitas de clorita
(menos del 1%), cuya presencia implica una cierta
alteración hidrotermal tardía de baja temperatura.
T onalitas
Se presentan como cuerpos más o menos
elipsoidales deformados, de 1 km de radio, que
deforman a la esquistosidad regional. En imagen
satélite se reconocen por su forma y por sus tonos
pardo-anaranjados debidos a meteorización, así
como por un diaclasado muy prominente.
Son de color grisáceo en afloramiento, y no
presentan ninguna evidencia de deformación; a
menudo contienen abundantes enclaves de las
dioritas, indicando un emplazamiento posterior a las
mismas (figura 3.1.60).
Están constituidas por cuarzo (35-40%),
plagioclasa (45-50%) y , en menor grado, microclina
(menos del 10 % modal), con cantidades accesorias
de epidota primaria y biotita; se dan pequeñas
cantidades, además, de hornblenda, ilmenita y titanita
(figuras 3.1.61-3.1.72).
Los minerales félsicos son de tamaño
milimétrico, con bordes redondeados.
En la microclina, alotriomórfica, no se
advierten pertitas.
La plagioclasa se presenta en cristales más
hipidiomórficos, de hábito prismático corto, en los
Figura 3.1.60. Afloramiento de tonalitas con
enclaves de diorita (más oscur o), al este de la
mina A, cer ca del monte Pitau.
que se aprecian maclas polisintéticas según la ley
de la albita y eventualmente de la periclina; por lo
común, se encuentra fuertemente zonada, con
zonado ondulatorio. No se encuentra muy alterada,
pero a menudo se distingue inicios de
reemplazamiento por sericita.
El anfíbol es una hornblenda verde, fuertemente
pleocroica. No es muy abundante (menos del 1%),
y por lo común se presenta en cristales pequeños,
de menos de 1 mm de longitud, de hábito prismático
largo. No presenta alteración, ni tampoco está
zonada o maclada.
La biotita tampoco se encuentra alterada, y
presenta cristales de hábito tabular , de pleocroismo
marronoso. Es mucho más abundante que el anfíbol
(hasta un 5%).
La titanita es poco frecuente, y forma aureolas
alrededor de ilmenita.
La epidota se presenta en cristales idiomórficos
abundantes (hasta un 2-3%), de tamaño muy
variable, desde unas pocas decenas de micras hasta
unas 500 micras. Estos cristales son casi siempre
idiomórficos, de hábito prismático corto, y están a
menudo zonados, con un núcleo de allanita
metamíctica, que puede ser abundante y de gran
tamaño aunque, en contraste con la epidota, de
forma más redondeada y de colores parduzcos.
Aunque los colores de interferencia de la epidota
son elevados, cosa que indica que se trata de epidota
s.s., no es nunca muy coloreada, lo que evidencia
un contenido relativamente pobre en Fe. Estos
cristales se encuentran asociados a biotita y
103 3.1-Geología de la zona de estudio
Figura 3.1.62. La muestra anterior en nícoles
cruzados; la epidota, idiomórfica, es muy
abundante y destaca por sus color es de
interfer encia del ter cer or den.
Figura 3.1.61. Detalle en lámina delgada (sin
analizador) de las tonalitas de Pitau, con
abundante biotita y epidota; el mineral incolor o
es plagioclasa. Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.64. La muestra anterior en nícoles
cruzados; la epidota, idiomórfica, destaca por
sus color es de interfer encia del ter cer or den. La
biotita y la plagioclasa no están alteradas.
Figura 3.1.63. Cristal idiomórfico de epidota
entr e plagioclasa, cuarzo y biotita, sin analizador .
Nótese la ausencia de alteración de la biotita y
de la plagioclasa.Campo, 2,4 mm.
Figura 3.1.65. Otr o detalle de la misma r oca, si
analizador , con algunos cristales de micr oclina
y plagioclasa englobando epidota. Campo, 2,4
mm.
Figura 3.1.66. La imagen anterior en nícoles
cruzados; a destacar las maclas en parrilla de la
micr oclina. Campo, 2,4 mm.Nótese la ausencia
de alteración de la biotita y de la plagioclasa.
104 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
Figura 3.1.68. La imagen anterior en nícoles
cruzados. Campo, 2,4 mm. Nótese la ausencia
de alteración de la biotita y de la plagioclasa.
Figura 3.1.67. Otr o aspecto de la misma r oca,
sin analizador , con la epidota asociada a biotita
y plagioclasa. Campo, 2,4 mm. Nótese la
ausencia de alteración de la biotita y de la
Figura 3.1.70. La imagen anterior en nícoles
cruzados.
Figura 3.1.69. Otr o detalle de la misma r oca, sin
analizador; hacia la der echa se obser va un cristal
de titanita. Campo, 5,8 mm. Nótese la ausencia
de alteración de la biotita y de la plagioclasa.
Figura 3.1.71. Otr o detalle, sin analizador; la
epidota está asociada a allanita (amarillento
par duzco). Campo, 2,4 mm. Nótese la ausencia
de alteración de la biotita y de la plagioclasa.
Figura 3.1.72. V ista general de otra tonalita de
Pitau, con abundantes cristales de epidota.
Campo, 5,8 mm. Nótese la ausencia sistemática
de alteración en la biotita y de la plagioclasa.
105 3.1-Geología de la zona de estudio
plagioclasa, por lo que su cristalización es
relativamente tardía en relación con la
secuencia de cristalización general de la roca;
no obstante, en ocasiones tienen también
inclusiones de plagioclasa. Esta epidota no
puede ser producto de alteración de
plagioclasa y biotita, pues estos minerales se
encuentran muy frescos.
T odos estos criterios son utilizados por
Schmidt y Poli (2004) para demostrar el
carácter primario magmático de la epidota. Así
pues, esta epidota es de origen magmático, y
se ha formado además en un estadio tardío de
la cristalización magmática, posterior a la de
biotita.
Esta secuencia de cristalización indicaría,
de acuerdo con los criterios de Schmidt y Poli
(2004), que estas tonalitas se habrían
emplazado en la mesozona, puesto que habrían
cristalizado a una presión comprendida entre
6 y 8 kbar .
Granodioritas
Son la tipología de rocas graníticas más
común en el área. Constituyen stocks
circulares o elipsoidales de pequeño radio
(hasta 3 km de radio, pero a veces sólo 1 km),
que deforman a la esquistosidad regional
(figura 3.1.73).
En imagen de satélite se reconocen por
su forma, su vegetación diferente y por sus
tonos claros, así como por su diaclasado, muy
diferente del de las rocas esquistosas (figuras
3.1.74-3.1.75).
Probablemente estos stocks forman parte
de cuerpos mucho más grandes, puesto que
en imágenes de satélite se reconocen, en áreas
cercanas del desierto de Namibe,
afloramientos de granodioritas de dimensiones
mucho mayores, especialmente hacia la región
de Karakulo, a unos 10 km al N de la zona
estudiada.
Figura 3.1.73. Imagen de satélite de un stock de granodioritas en la parte central de la zona estudiada
(nótese la difer encia de color y textura con los esquistos, más grisáceos y homogeneos), con algunos
afloramientos de tonalitas y dioritas en su centr o (más oscur o). Se distingue la foliación en los
esquistos grises (a la der echa de la imagen), en dir ección E-W , que queda cortada por la intrusión.
106 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
Figura 3.1.74. Imagen de satélite de un stock de granodioritas en la parte central de la zona estudiada
(nótese la forma oblonga, el diaclasado y que corta a la foliación).
Figura 3.1.75. Imagen de satélite de un stock de granodioritas hacia el sur de la zona estudiada
(nótese que corta la foliación, y su forma elipsoidal).
107 3.1-Geología de la zona de estudio
En afloramiento, presentan color gris claro,
y su fábrica es isótropa (figuras 3.1.76-3.1.77) .
Están constituidas por cuarzo (30-40%),
feldespato potásico (30-35%), plagioclasa
(30-35%) y biotita (hasta el 5%); otros
minerales accesorios, en menor proporción, son
los del grupo de la epidota (allanita y epidota s.s,
hasta un 2-3%). Hay también pequeñas
cantidades de zircón y apatito, ambos en forma
d e cristales idomórficos prismáticos de tamaño
de grano muy fino (unas poca s micras de
longitud); figuras 3.1.78-3.1.95).
El cuarzo es alotriomórfico, de tamaño de
grano milimétrico; es de cristalización muy tardía
en la secuencia. A menudo presenta extinción
ondulatoria.
La plagioclasa se encuentra generalmente
fresca, son sólo una ligera alteración a sericita;
forma cristales hipidiomórficos, de hábito
prismático corto, y se encuentra zonada y con
maclado polisintético (ley de la albita y
eventualmente, ley de la periclina). Estos cristales
casi simempre están zonados, con un núcleo más
cálcico. Es de tamaño de grano medio, de orden
milimétrico. No se aprecian en ella casi nunca
alteraciones hidrotermales.
El feldespato potásico es microclina, rica en
pertitas en forma de venas. Se presenta en
cristales alotriomórficos mayores que los de la
plagioclasa, a la que llegan a incluir . Presenta el
maclado en parrilla característico de este mineral;
en cambio, no presenta alteraciones
hidrotermales.
La biotita forma cristales hipidiomórficos de
hábito tabular , con fuerte pleocroismo en tonos
marrón oscuro, que sugieren una elevada cantidad
de hierro. A menudo contiene inclusiones de grano
muy fino de zircón o de apatito. En algunos casos
presenta una ligera alteración a clorita, pero no
es esto lo más frecuente.
La hornblenda, aunque rara, ha aparecido
en algunas muestras. Es de color verde oscuro, y
forma cristales hipidiomórficos de hábito
pismático corto. Acostumbra a presentar una
acusada zonación, siendo mas rica en Fe en el
centro de los cristales. Puede estar parcialmente
reemplazada por clorita.
La epidota es común en estas rocas,
apareciendo casi siempre en forma de cristales
idiomórficos, con hábito prismático corto, y con
tamaño de grano generalmente fino a medio (entre
500 micras- 1 mm). Casi siempre está
marcadamente zonada, aunque se observa mejor
en nícoles cruzados, puesto que la coloración sin
analizador es un verde muy pálido. Muy a menudo
presenta un núcleo de allanita, de forma
redondeada. Esta allanita es metamíctica, de color
amarillento parduzco muy isotropizado. El
conjunto que forman la epidota y la allanita
aparece a menudo en los bordes de grano entre
biotita y plagioclasa, siendo probablemente
posterior a la biotita y anterior al cuarzo; de
acuerdo con los criterios enunciados en las
tonalitas, esta secuencia de cristalización implicaría
una profundidad de emplazamiento bajo una
presión de unos 6-8 kbar .
Finalmente, en algunos casos llega a aparecer
moscovita, en cristales tabulares.
Figura 3.1.76. Afloramiento de grannodioritas
en el centr o de la zona estudiada, con r elieves
pr ominentes y el diaclasado característico;
Figura 3.1.77. Afloramiento de granodioritas en
la r egión SW de la zona estudiada.
114 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
Figura 3.1.107. Cristales de plagioclasa
par cialmente r eemplazados en los bor des por
feldespato potásico (micr oclina con maclas en
parrilla). Campo, 1 1,6 mm.
Figura 3.1.106. Cristales de micr oclina de
formación posterior a otr os de plagioclasa.
Campo, 1 1,6 mm.
Figura 3.1.109. Detalle de un cristal maclado
de micr oclina, con micr opertitas; nícoles
cruzados. Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.108. Otr o detalle de la asociación
mineral en nícoles cruzados, incluyendo grandes
cristales de biotita con inclusiones de zir cón
metamíctico. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 3.1.105. Otr o aspecto, en nícoles
cruzados, de los leucogranitos. A destacar las
simplectitas de cuarzo y feldespato potásico
r eemplazando plagioclasa. Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.104. Otr o detalle de un leucogranito
moscovítico en nícoles cruzados. Campo, 1 1,6
mm.
115 3.1-Geología de la zona de estudio
Figura 3.1.1 13. Cristales de moscovita
r eemplazando a otr o de biotita; se ven también
cristales de cuarzo, micr oclina y plagioclasa.
Nícoles cruzados. Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.1 14. Detalle, en nícoles cruzados, de
cristales de biotita y moscovita; en éstos se
apr ecian eemplazamientos simplectíticos.
Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.1 1 1. La imagen anterior , en nícoles
cruzados.
Figura 3.1.1 10. Cristales alotr omórficos de
granate (alto r elieve) asociados a moscovita, en
leucogranito moscovítico-biotítico. Sin
analizador; campo, 1 1,6 mm.
Figura 3.1.1 12. Detalle, sin analizador , de
cristales de esqueléticos granate, asociados a
cuarzo, feldespatos biotita. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 3.1.1 15. Cristales esqueléticos de
moscovita, asociados a plagioclasa y micr oclina,
en nícoles cruzados. Campo, 5,8 mm.
116 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
Figura 3.1.1 17. La imagen anterior , en nícoles
cruzados.
Figura 3.1.1 16. Cristales de epidota (r elieve
alto), con núcleo de allanita metamíctica
(oscur o), asociados a biotita y moscovita.
Campo, 5,8 mm.
Figura 3.1.1 19. La imagen anterior , en nícoles
cruzados.
Figura 3.1.1 18. Agr egados simplectíticos de
clinozoisita r eemplazando plagioclasa y
biotita en leucogranito biotítico. Campo, 1 1,6
mm.
Figura 3.1.121. La imagen anterior , en nícoles
cruzados.
Figura 3.1.120. Detalle de las imágenes
anterior es, sin analizador , en que se apr ecia el
carácter simplectítico de la clinozoisita.
Campo, 2,4 mm.
117 3.1-Geología de la zona de estudio
Pegmatitas graníticas
A partir del estudio fotogeológico, se han
podido reconocer más de 600 pegmatitas
graníticas en el campo de Giraúl. Las
pegmatitas pueden formar grupos, aunque
también las hay solitarias.
Por lo general, se trata de cuerpos
tabulares, en forma de diques (figura 3.1.122),
que cortan a los cuerpos intrusivos graníticos
y al encajante metamórfico; no obstante, hay
cuerpos de formas prácticamente esferoidales.
En cualquier caso, estos cuerpos tienen
dimensiones muy variables a lo largo de la
zona, desde unos pocos decímetros hasta
centenares de metros de longitud o anchura.
Las pegmatitas encajadas en los
granitoides ocupan diaclasas de direcciones
muy diversas; en cambio, las encajadas en las
series del Precámbrico intruyen
preferentemente en las superficies de
esquistosidad, aunque se dan otras direcciones
que cortan claramente a las foliaciones
metamórficas.
No se aprecian evidencias de deformación
en la mayor parte de las pegmatitas del campo
(figura 3.1.123), aunque algunas pueden estar
afectadas por cizallas tardías (figura 3.1.124).
Los contactos con la roca encajante son
muy bien definidosen el caso de las pegmatitas
emplazadas en rocas metamórficas o
granitoides basicos o inermedios; en cambio,
los contactos con los leucogranitos son difusos,
sugiriendo un origen común para ambos tipos
de rocas.
3.1.4. LA SERIE DEL F ANEROZOICO
En la zona estudiada afloran materiales de
sedimentación de plataforma, de evolución
desde materiales continentales a materiales de
zonas de plataforma continental, con facies de
transición marino-continental (Cretácico
Superior a Superior) a facies claramente
marinas (Eoceno). La sedimentación está
controlada por la actividad de fallas
sinsedimentarias ligadas a la Depresión
Perioceánica, que condicionarán finalmente la
línea actual de costa.
Figura 3.1.122. Dique de pegmatita (clar o) en
encajante metapelítico (oscur o), cer ca del río
Giraúl. En este caso, está emplazado siguiendo
la esquistosidad r egional.
Figura 3.1.123. Dique de pegmatita (color clar o),
cortando a la foliación r egional de las metapelitas
(oscur o). Afloramiento situado hacia el SE de la
zona estudiada.
Figura 3.1.124. Diques de pegmatitas,
par cialmente boudinados, pr obablemente en
r elación a cizallas tar días, en el centr o de la
zona estudiada.
118 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
La cobertera Cretácica
La cobertera mesozoica, discordante
sobre los materiales del Precámbrico, presenta
generalmente un buzamiento subhorizontal,
sólo perturbado por ganchos de falla. La
cobertera terciaria consta, en este sector , de
paquetes masivos de conglomerados de color
muy oscuro y arenas de color crema, y de
rocas volcánicas básicas.
Hacia el W de la zona estudiada, el
contacto de esta cobertera con el Precámbrico
es por una falla regional N-S, asociada al
sistema de fallas que limitan la Depresión
Perioceánica (Faber , 1926).
Conglomerados de Giraúl (Albiense-
Aptiense)
Los conglomerados afloran ampliamente
en el valle del río Giraúl, por lo que se les
denominó como conglomerados del Giraúl por
Faber (1926), quien los atribuyó inicialmente
al Eoceno; posteriormente Soares de Carvalho
(1961) planteó que podrían corresponder al
Aptiense o al Albiense. Se disponen
discordantemente sobre los materiales del
Precámbrico, aunque en la zona estudiada el
contacto es a menudo por falla.
Están constituidos por cantos
redondeados de tamaño grande, incluso
decimétrico, bastante redondeados, con poca
matriz arenosa y escaso cemento ferruginoso.
Por ello, son rocas de color negro-rojizo
oscuro, y con un grado de cohesión bajo, de
modo que son fácilmente erosionables, dando
unos derrubios bastante extensos. Los cantos
son de rocas ígneas o de cuarzo, y no
presentan acusados signos de meteorización
pero si buen redondeamiento y esfericidad.
La potencia de estos conglomerados
alcanza unas decenas de metros en la zona
estudiada, aunque en las inmediaciones de las
fallas que limitan la depresión perioceánica su
potencia puede alcanzar casi 200 m, como
puede apreciarse cerca de Namibe, al cruzar
el río Giraúl; en cambio, más hacia el oeste,
ya a pocos kilómetros de la costa, pasan
lateralmente a niveles de arenas y areniscas.
Figura 3.1.125. Cerr os de aspecto
r edondeado hacia el SW de la zona
estudiada, constituidos por conglomerados
de edad Albiense-Aptiense (Conglomerados
del Giraúl). Nótese, en primer plano, la
morfología r edondeada de los cantos y su
tamaño de grano de tipo bloque,
especialmente visible cuando están
desagr egados.
Por todo ello, estos conglomerados pueden
representar abanicos coluviales asociados con
la actividad, durante el Cretácico, de las fallas
que limitan la Depresión Perioceánica.
Cabe señalar que el redondeamiento de
los cantos es alto, cosa que indica que podrían
corresponder al reciclado de conglomerados
más antiguos.
La existencia de discordancias internas en
estos paquetes, llegando a dar discordancias
progresivas en las proximidades de las fallas
de la Depresión Perioceánica, indica que estas
fallas deben tener una actividad de edad
Cretácica.
Estos conglomerados, por lo general,
forman relieves suaves y redondeados (figura
3.1.125); no obstante, en algunos casos en que
el grado de cementación es mayor se forman
algunos cerros-testigo con márgenes abruptos .
Según Soares de Carvalho (1961) estos
materiales hacia el W y hacia techo pasan
lateralmente a facies marinas, carbonatadas;
también, en la base y hacia el W , pasan a
materiales evaporíticos y a calizas
mineralizadas con barita, celestina y óxidos de
manganeso.
119 3.1-Geología de la zona de estudio
Serie del Cenomaniense-T ur oniense
Estos materiales se depositan en
discordancia progresiva sobre los del Albiense.
Se trata de paquetes de margas. No obstante,
estos materiales no afloran en la zona
estudiada, y sólo han sido reconocidos más
hacia el W .
Serie del Campaniense inferior
Sus afloramientos son muy restringidos en
la zona estudiada. La serie empiexa localmente
con coladas de rocas volcánicas básicas, que
abren paso a una sedimentación inicialmente
margosa de poca potencia (Campaniense
inferior), que hacia techo evoluciona a facies
más groseras, con conglomerados
(Campaniense superior).
En conjunto, estos materiales se disponen
en discordancia progresiva sobre las series de
Cenomaniense, o en claro discordancia angular
sobre los materiales del Precámbrico (Soares
de Carvalho, 1961).
En cuanto a las rocas volcánicas, pueden
estar asociadas con la actividad extensional de
las fallas de la Depresión Perioceánica,
pudiendo corresponder a un volcanismo de
margen atlántico. Según Soares de Carvalho
(1961), estas rocas forman necks y coladas
en las proximidades de las fallas de la
Depresión Perioceánica, y tienen
composiciones típicas de magmatismo alcalino
(basaltos olivínicos, basanitas, tefritas, etc.);
su edad abarcaría desde el T uroniense hasta
el Santoniense. Existen algunos pequeños
afloramientos de estas rocas en el extremo W
de la zona estudiada, aunque los mayores se
encuentran a unos pocos kilómetros más al
oeste.
Ar enas silíceas (Maastrichtiense)
Aunque no afloran de forma significativa
en el perímetro señalado en el mapa, se
encuentran en sus inmediaciones, en las
cercanías de la carretera de Lubango, y forman
una plataforma bastante extensa.
Fueron atribuidas al Maastrichtiense por
Soares de Carvalho (1961) en base a fauna
fósil de invertebrados y vertebrados fósiles.
En la zona estudiada forman paquetes de
potencia de orden métrico a decamétrico,
aunque más al oeste, dentro de la Depresión
Perioceánica, llegan a presentar espesores
mucho mayores, de varias decenas de metros
(figura 3.1.126). T odo ello evidencia cambios
de potencia debidos a la actividad
sinsedimentaria de las fallas de la Depresión
Perioceánica.
Se trata de arenas muy poco o nada
cementadas, constituidas mayoritariamente por
cuarzo, y tienen un color blanco grisáceo a
amarillento. No se observa laminación cruzada
en ellas, y en cambio se advierten laminaciones
paralelas.
Pueden corresponder a una sedimentación
de playa o litoral, más o menos retrabajada
por acción eólica.
Puesto que están situadas a gran distancia
de las zonas de falla principales, por lo general
presentan buzamiento subhorizontal y en el
paisaje dan relieves tabulares, que en
ocasiones quedan como cerros-testigo,
protegidos de la erosión por algún nivel de
conglomerados mejor cementado .
Estas arenas llegan en algunos sectores a
disponerse encima del basamento
Figura 3.1.126. Afloramiento de ar eniscas
silíceas del Maastrichtiense, con niveles de
conglomerados inter calados. Adviértase la
ausencia de deformación en estos
materiales, y el bajo grado de cementación
que tienen.
120 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
precámbrico, por lo que su sedimentación se
corresponde a un episodio transgresivo durante
el Maastrichtiense.
La cobertera terciaria
En su mayor parte, queda fuera del área
estudiada. No obstante, en el camino de la
mina se encuentran algunos afloramientos, de
los que se dará una breve reseña, basada
exclusivamente en la descripción de Soares de
Carvalho (1961).
Serie del Eoceno inferior
Se dispone discordantemente sobre la
serie del Maastrichtiense, y consta de
materiales margosos que hacia techo pasan a
conglomerados (Conglomerado dos
V impongos).
Serie del Eoceno Superior
Se dispone de forma transgresiva tanto
sobre la serie del Maastrichtiense como sobre
los materiales del Eoceno inferior , y consta de
areniscas calcáreas potentes que hacia techo
y hacia el oeste pasan a margas con yeso, o
bien a series carbonatadas (formación de
Saco) o conglomeráticas (conglomerado de
Chalunga). Estos materiales no afloran en la
zona estudiada.
Serie del Mioceno inferior
Es una serie conglomerática
(conglomerado de Catrona), que se dispone
transgresivamente sobre las arenas calcáreas
del Eoceno. No aflora en la zona estudiada.
Serie del Mioceno Superior
Es una serie margosa, que hacia techo
pasa a conglomerados. No obstante, no aflora
en la zona estudiada.
Sedimentos del Cuaternario
Son muy escasos en la zona estudiada,
quedando confinados a los valles se los
grandes ríos o pequeñas depresiones
controladas por torrentes, de modo que su
potencia es siempre muy escasa,
ordinariamente menos de 5 m.
Buena parte del lecho de los ríos secos
de la zona contiene gravas no cementadas y ,
en las partes superiores de los depósitos,
arenas silíceas de color crema, como es el caso
del Giraúl, especialmente en los tramos finales
del río.
3.1.5. FRACTURACIÓN F ANEROZOICA
Finalmente, un sistema de fallas
conjugadas, de direcciones dominantes
N120E, N010-020E, N045W y N40-50E
corta a casi todo el conjunto de unidades
descritas hasta ahora.
Estas fallas parecen haber tenido un juego
polifásico, con una etapa compresional, en que
habrían actuado como fallas directas, con
saltos de falla del orden kilométrico en algunos
casos, especialmente las de dirección N120;
las otras parecen tener saltos en el rango
hectométrico. En un segundo estadio
extensional, estas fracturas habrían vuelvo a
jugar , esta vez como fallas normales.
Estas fallas tienen una importancia capital
en la estructuración del campo pegmatítico,
puesto que lo compartimentan en bloques a
partir de una dinámica en forma de «teclas de
piano». Por consiguiente, distorsionan la
zonación del campo, al poner en contacto
zonas evolucionadas del mismo con otras zonas
menos evolucionadas. Por tanto, este tipo de
problema debe ser tenido en cuenta a la hora
de pensar en una estrategia de exploración de
elementos raros en un campo pegmatítico
zonado.
Estas fallas tienen asociadas una red de
diaclasas muy bien desarrollada en una serie
de subsistemas, cada uno de los cuales
comprende diaclasas subparalelas. Estas
diaclasas se encuentran espaciadas a distancia
bastante regular , entre unos 50m, y son
121 3.1-Geología de la zona de estudio
bastante penetrativas a lo largo de toda la zona
estudiada. Por ello, intervienen activamente en
el modelado de los torrentes secundarios
asociados a la cuenca del río Giraúl; además,
al ser discontinuidades bastante abiertas por
diaclasado facilitan la retención de agua y , por
ello, buena parte de la escasísima vegetación
del desierto de Namibe está desarrollada
sobre estas fisura s (figura 3.1.127) .
En su conjunto, estas fracturas parecen
haber servido de camino de circulación de
magmas basálticos durante el Mesozoico, y
algunas de ellas controlan el trazado de la línea
de costa y el de la Depresión perioceánica, y
habrían controlado además la sedimentación
de las series del Mesozoico-Cenozoico. Por
consiguiente, su edad podría extenderse desde
el Jurásico hasta el Eoceno, y estarían ligadas
con la apertura del margen atlántico durante
la extención mesozoica.
Figura 3.1.127. Red de diaclasado desarr ollada en los esquistos pr ecámbricos del NE de
la zona; el trazado de las fracturas está muy acentuado por la vegetación arbustiva.
Nótese en esta imagen de satélite la existencia de dos sistemas de fracturas conjugados,
cada uno de los cuales con un conjunto de diaclasas subparalelas.
3.1.6. INTRUSIVOS DEL MESOZOICO
Diques tardíos (Cretácico?)
A lo largo de la zona, y en el conjunto SW
de Angola, se reconocen sistemas de diques
de composición basáltica, con textura
diabásica. La dirección preferente de los
diques en la zona estudiada es NW -SE, si bien
hay algunos con dirección aproximada NE-
SW .
Estos diques, que encajan generalmente
en el basamento precámbrico, tienen longitudes
de decenas de kilómetros, con anchuras
generalmente de algunas decenas de metros,
aunque localmente pueden alcanzar el orden
hectométrico. Presentan contactos nítidos con
el encajante, y en afloramiento o por imagen
satélite se reconocen por su color muy oscuro
que destaca nítidamente en el paisaje (figura
122 CAPÍTULO III- MARCO GEOLÓGICO
3.1.128 ) ; además, al ser débil su
meteorización, a menudo constituyen relieves
diferenciados.
Estos diques no se encuentran plegados
o esquistosados, pero sí desplazados por
movimientos tardíos de las fallas de dirección
NE-SW .
Presentan una textura diabásica,
generalmente de grano fino, con tamaño de
grano milimétrico (o a veces inferior en los
bordes de los cuerpos o en los cuerpos de
anchura menor), y su composición mineral es
esencialmente de plagioclasa y clinopiroxeno.
No han sido estudiados en detalle en este
trabajo.
Figura 3.1.128. Dique máfico de edad
posiblemente Cr etácico (oscur o) cortando las
series metapelíticas de Giraúl.
123 3.2. Geoquímica de las r ocas ígneas
3.2.1. METODOLOGÍA E
INSTRUMENT AL
Los análisis químicos de elementos
mayoritarios fueron realizados por
Fluorescencia de Rayos X (WDXRF) en un
espectrómetro secuencial automatizado
PHILIPS PW1480 instalado en los
laboratorios del Servicio de Análisis de
Minerales y Rocas de la Universidad del País
V asco.
El espectrómetro está equipado con un
tubo Sc–Mo, cristales analizadores LiF 200,
LiF 220, GE, PE y el multicapa PX1, en
atmósfera de vacío, y un cambiador
automático de treinta posiciones.
Para calibrar las líneas analíticas por
regresión se han usado más de 40 patrones
internacionales (Certified Reference Materials,
CRM´s) y se aplicaron factores de corrección
para evitar el efecto matriz.
El límite de detección cuantitativo para los
elementos mayores es 0,1% (0,01% para el
hierro); para los elementos trazas es de 1-5
ppm, y 20 ppm para el Ba.
GEOQUÍMICA DE ELEMENTOS
MA YORES
Como se recordará, los granitoides del
campo de Giraúl muestran varias facies, que
abarcan desde dioritas a leucomonzogranitos
y leucosienitas. Su composición química se
describe a continuación.
Diorita
Sólo se dispone hasta el momento de un
análisis químico de diorita, de la zona central
3.2. GEOQUÍMICA DE LAS
ROCAS PLUTÓNICAS
del campo. Esta diorita, como se recordará,
está constituida principalmente por plagioclasa
y anfíbol de tipo hornblenda, con menores
proporciones de biotita y , en algunos casos,
epidota primaria magmática, envolviendo
allanita. Los cristales de zircón y de apatito
completan la asociación.
Químicamente, esta roca está compuesta
por 60,56 % de SiO 2 ; 15,96% de Al 2 O 3 ;
3,19% de Na 2 O; 1,94 % de K 2 O; 5,58% de
CaO; 3,12% de MgO; 6,25% el Fe 2 O 3 ; 0,29%
de P 2 O 5 ; 07% de MnO y 0,75% y T iO 2 (véase
tabla 3.2.1 en el anexo).
T onalita
Las tonalitas de Giraúl, com se recordará,
están compuestas princpalmente por
plagioclasa y cuarzo, con menor proporción
de feldespato potásico; entre los accesorios
destacan biotita, hornblenda (infrecuente) y
abundante epidota primaria magmática
(sobrecreciendo cristales de allanita), con
menores proporciones de titanita, ilmenita y
apatito.
En estas rocas, el SiO 2 oscila entre 61,67
a 66,92%; Al 2 O 3 varía entre 14,70-15,67%;
el Na 2 O, desde 3,40 a 4,04 %; K 2 O entre
1,72-2,54%; CaO desde 4,59 a 4,61%; el
MgO varía de 2,09-2.17%; Fe 2 O 3 desde 4,29
a 5,66%, y hay además bajos contenidos de
P 2 O 5 , que oscilan entre 0,17 a 0,29%; 0,04-
0,08% de MnO y 0,47-0,66% de T iO 2 (véase
tabla 3.2.1, en los anexos).
Granodiorita
Las granodioritas de Giraúl se componen
principalmente de cristales de plagioclasa,
130 CAPÍTULO III. EL MARCO GEOLÓGICO
P
2
O
5
(%)
Granitoides
Diorita T onalita Granodiorita
Leucogranitosienitíco
Leucomonzogranito
Al
2
O
3 (%)
6 0 70 8 0
12
13
14
15
16
Fe 2 O 3
60 70 80
0
1
2
3
4
5
6
7
MgO (%)
60 70 80
0
1
2
3
4
CaO (%)
60 70 80
0
1
2
3
4
5
6
K 2 O (%)
60 70 80
0
1
2
3
4
5
Na 2 O (%)
60 70 80
0
1
2
3
4
5
SiO
2
(%)
Ti O
2
(%)
60 70 80
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
SiO
2
(%)
60 70 80
0.0
0.1
0.2
0.3
Figura 3.3.6: Diagramas de Harker (1909) de los elementos mayores de los granitoides de Giraúl.
131 3.2. Geoquímica de las r ocas ígneas
En cambio, el contenido de los óxidos
Fe 2 O 3 , CaO, MgO y de P 2 O 5 , exhiben una
correlación negativa, marcada por el
incremento con el decrecimiento del SiO 2 ,
(Fig.3.3.6).
Estudio de correlación de los elementos trazas
en diagramas de Harker
La T abla 3.3.2 del anexo muestra las
concentraciones de los elementos trazas de los
grupos de granitoides presentes en la zona
bajo estudio. En cierto modo, se observa una
clara coincidencia del comportamiento de las
rocas de la serie en los elementos mayores con
respecto a los elementos trazas.
Estas rocas muestran patrones de
diferenciación normal para términos en extremo
diferenciados, presentando un aumento de Rb
con el aumento de la SiO 2 (figura 3.3.7).
Por el contrario, los contenidos del Ba,
Sr , Th y Zr exhiben un comportamiento
negativo con el incremento del contenido del
SiO 2 , de manera que estos elementos están
empobrecidos en las rocas más ácidas del
campo. Esta tendencia es típica de la que se
da hacia términos muy diferenciados
(Figura3.3.7).
Así, el contenido del Rb en los granitoides
del campo granitos es muy variable,
incrementando progresivamente acorde con el
incremento del SiO 2 desde las tonalitas y
dioritas (donde varía entre 29-60,8 ppm) a las
granodioritas (con contenidos entre 51,9-
124,4 ppm), y finalmente a los
leucomonzogranitos y leucogranitos sienitícos
(desde 1 15,1 a 191,6 ppm), como puede
apreciarse en la figura 3.3.7 a. Este incremento
se debe a que el Rb substituye preferentmeente
al K en los feldespatos y micas, pero debido a
que su radio iónico es muy grande este
elemento es muy incompatible, y por ello tiende
a fraccionarse siempre hacia los medios más
evolucionados.
En cambio, el Ba es unos de los elementos
que tienen una variación compleja durante el
curso de la diferenciación magmática en los
términos menos ácidos: en tonalitas y dioritas
con 541 a 1533 ppm, en granodioritas
presenta valores similares, desde 497 a 1053
ppm, pero en los leucomonzogranitos
disminuye hasta las 86 ppm; no obstante, hay
algún valor anómalamente elevado en los
leucogranitos sieníticos, hasta 2037 ppm
(figura 3.3.7 b).
El contenido del Sr en los granitoides del
campo muestra un comportamiento inverso
pero lineal, ya que con el aumento del
contenido del SiO 2 decrece el contenido de
aquél. Esto es debido principalmente a que el
Sr substituye preferentemente al Ca de las
plagioclasas. De este modo, se observa que
el contenido del Sr es más elevado en las
dioritas y tonalitas, con 662-1 135 ppm y
decrece paulatinamente en las granodioritas
cuyos valores oscilan entre 430-689 ppm,
hasta los leucomonzogranitos y leucogranitos
sieníticos, cuyos contenidos oscilan entre 61-
324 ppm (figura 3.3.7c).
La concentración del Th en los granitoides
es muy baja y muy dispersa en estos
diagramas, aunque tiende a disminuir al
aumentar el SiO 2 . Por lo tanto, el contenido
del Th en dioritas y tonalitas oscila entre 6-
39,5ppm; en las granodioritas varía de 6,1 a
18,4 ppm y en los leucomonzogranitos y
leucogranitos sienitícos oscila entre 3 a 6,2
ppm (véase tabla 3.3.2d del anexo, y figura
3.3.7d).
El Zr en los granitoides del campo,
muestra una cierta variación, disminuyendo
como en el caso anterior en relación al SiO 2 .
Así, el contenido del Zr en dioritas y tonalitas
varía de 41,1 a 164 ppm; en las granodioritas
se mueve entre 37,2 y 127,6; y en
leucomonzogranitos y leucogranitos sienitícos
se registran valores bajos, si bien se da un
valor anómalo de 148,2 ppm (tablas 3.3.2d, y
figura 3.3.7 e).
Por último, la proyección de la relación Rb/Sr
para los granitoides del campo de Giraúl
muestra una clara variación a nivel del campo,
pues a a medida que aumenta el contenido del
Rb (típico de medios más evolucionados)
decrece el de Sr (típico de medios menos
evolucionados). Esta variación es progresiva
y lineal, de manera que sugiere que los magmas
que dieron lugar a estas rocas eran
cogenéticos.
132 CAPÍTULO III. EL MARCO GEOLÓGICO
SiO
2
(%)
Rb (ppm)
Zr (ppm)
Granitoides
Diorita T onalita Granodiorita
Leucogranito sienitíco
Leucomonzogranito
60 70 80
0
50
100
150
200
Ba(ppm)
60 70 80
0
500
1000
1500
2000
2500
Sr (ppm)
60 70 80
0
500
1000
1500
Th (ppm)
60 70 80
0
10
20
30
60 70 80
0
50
100
150
200
Rb (ppm)
Sr (ppm)
0 400 800 1200
0
50
100
150
200
Figura 3.2.7. Diagramas de algunos elementos trazas de los granitoides del campo de
Giraúl en función de su contenido en sílice, según los diagramas de Harker (1909),
modificados por V isoná y Lombar do (2002).
133 3.2. Geoquímica de las r ocas ígneas
DISCRIMINACIÓN TECTÓNICA DE
LOS GRANITOIDES DEL CAMPO DE
GIRAÚL
La proyección de los análisis de los
granitoides de l campo de Giraúl, según la relación
Y+Nb vs Rb, en el diagrama de Pearce et al. (1984)
refleja que estos granitoides se habrían originado
en un ambiente de arco volcánico (figura 3.2.8).
Las composiciones de los granitoides, grosso
modo, dibujan un trend de empobrecimiento en Y y
Nb y de enriquecimiento en Rb a medida que
aumenta la cantidad de Si, siendo por tanto los
leucogranitos los más ricos en Rb y pobres en Nb e
Y . No obstante, de nuevo, las composiciones de
los leucomonzogranitos y leucogranitos sienitícos
muestran una ligera tendencia a desgajarse del resto
de rocas de la serie, tendiendo a situarse en los
borde s del campo de granitos de arcos
volcánicos, en el límite con los granitoides
sincolisionales. No obstante, estas variaciones
pueden deberse al carácter muy diferenciado
de los leucogranitos, ya muy enriquecidos en
Rb.
1 10 100 1000
1
10
1000
100
Syn-COLG
Post-COLG
WPG
VA G
ORG
Rb (ppm)
Y+Nb (ppm)
Granitoides
Diorita T onalita
Granodiorita
Leucogranito sienitíco
Leucomonzogranito
Figura 3.2.8. Discriminación del ambiente geotectónico para los granitoides del campo
de Giraúl, utilizando el diagrama de Pear ce (1984). V AG= granitoides de ar co volcánico;
ORG= granitoides or ogénicos; WPG= granitoides de intraplaca; POST -COLG=
granitoides postcolisionales; Syn-COLG= granitoides sincolisionales.
134 CAPÍTULO III. EL MARCO GEOLÓGICO
Diagrama de multielementos para los
granitoides del campo de Giraúl
Los diagramas spider de multielementos
para elementos traza son similares a los de
granitos de zonas de arcos volcánicos, en los
que se encuentran anomalías negativas
pronunciadas en Nb y T i.
Las anomalías negativas de Nb, en los
granitoides bajo estudio, indican que las rocas
no habrían tenido aportes de magmas de zonas
mantélicas profundas, proceso que se da en
los ambientes de borde de placa debido a que
la placa que subduce genera una barrera para
la intrusión de líquidos magmáticos de origen
mantélico profundo, ricos en álcalis.
En algunos casos, en este tipo de
ambiente también se encuentran anomalías
negativas de Sr , pero no se observan en la
serie estudiada, tal vez porque se está
trabajando con una suite extremadamente
diferenciada, o porque no existieran fenómenos
de cristalización fraccionada de las
plagioclasas; la cristalización generalizada de
allanita en muchas de estas rocas podría ser
un elemento distorsionante.
T ampoco se encuentran anomalías en Eu,
que podrían ser explicadas mediante el mismo
razonamiento.
Las anomalías negativas en T i de los
leucogranitos tal vez puedan ser explicadas por
la cristalización abundante de titanita e ilmenita
en los términos más básicos; además, estos
leucogranitos son pobres en biotita, de manera
que no contienen prácticamente minerales que
puedan concentrar titanio.
Por otra parte, algunas anomalías de Zr
en algunos leucogranitos podrían ser atribuidos
a asimilació n del encajante, así como algunas
anomalías en Pb y HREE (tierras raras pesadas).
Figura 3.2.9. Diagrama de multielementos de Sun and McDonough(1989) para los granitoides del
campo de Giraúl normalizados a Manto primitivo en ppm. Los elementos se encuentran or ganizados
Granito/ Manto primitivo
Rb Ba Th U Nb K La Ce Pb Sr P Nd Zr Sm Eu Ti Gd Dy Er Yb Lu
0,1
1
10
100
1000
Granitoides
Dioritas
T onalita
Granito/ Manto primitivo
Rb Ba Th U Nb K La Ce Pb Sr P Nd Zr Sm Eu T i Gd Dy Er Yb Lu
0,1
1
10
100
1000
Granitoides
Granodiorita
Rb Ba Th U Nb K La Ce Pb Sr P Nd Zr Sm Eu T i Gd Dy Er Yb Lu
0,1
1
10
100
1000
Granito/ Manto primitivo
Granitoides
Leucomonzogranito
Granito/ Manto primitivo
Rb Ba Th U Nb K La Ce Pb Sr P Nd Zr Sm Eu Ti Gd Dy Er Yb Lu
0,1
1
10
100
1000
Granitoides
Leucogranito sienitíco
135 3.2. Geoquímica de las r ocas ígneas
La normalización a condritos de los
valores, en ppm, de los granitoides del campo
de Giraúl, según el método de Sun and
McDonough (1989), muestra que la diorita,
tonalita y granodioritas se encuentran
enriquecidas en LREE y con una relación de
La n /Yb n que varía de 13,95-29,09, seguida de
una anomalía negativa de P y Zr , una muy
acentuada anomalía de Nb y T i,(figuras
3.2.9a,b).
Por el contrario, los leucomonzogranitos
y leucogranitos sienitícos exhiben un acusado
empobrecimiento en LREE, y la relación La n /
Yb n oscila desde 0,90 a 32,79. Además, los
leucomonzogranitos y leucogranitos sieníticos
presentan, a la vez, ligeras anomalías negativas
de Th. Estas anomalías e LREE y Th en los
leucogranitos pueden deberse a la extracción
de importantes cantidades de Th y tierras raras
ligeras durante la cristalización de allanita
durante la cristalización de los magmas menos
ácidos del campo, pues como se recordará la
allanita es muy abundante en las granodioritas
y tonalitas; por consiguiente, la cristalización
generalizada de este mineral en estos magmas
habría deprimido en LREE a los magmas más
evolucionados.
Por el contrario, en algunas muestras de
granitoides leucocráticos (pero no en todas
ellas) se observa un incremento de las HREE
(tierras raras pesadas), como el Lu, lo cual se
debe con seguridad a la cristalización del
granate presente en estos granitos, quien
fracciona tierras raras pesadas; como se ha
indicado, este granate puede ser debido a
procesos de asimilación del encajante. Los
leucomonzogranitos tienen, de acuerdo con
este criterio, mayor grado de interacción con
la roca de caja, pues la anomalía es más
sistemática; no obstante, en los leucogranitos
sieníticos también puede darse localmente, e
incluso tanto o más acentuada.
T odos estos datos sugieren un origen
común del conjunto de rocas plutónicas
precámbricas de la zona.
De manera similar , los leucomonzogranitos
exhiben alguna ligera anomalía positiva de Zr ,
que puede ser debida a asimilación de circón
del encajante (figura 3.3.9 c,d).
Comportamiento de las REE en los
granitoides del campo de Giraúl
Los diagramas de REE muestran un
enriquecimiento en tierras raras ligeras de hasta 100
x condrito, y patrones planos en las tierras raras
pesadas, patrones que son típicos de zonas de arcos
volcánicos oceánicos no muy evolucionados, según
W ilson (1989; Figura 3.2.10).
De este modo, en nuestro caso las dioritas,
tonalitas y granodioritas muestran un enriquecimiento
en LREE de más de 100 veces el patrón condrito,
así como ligeras anomalías positivas de Eu. Además,
las REE pesadas muestran una tendencia plana
(figuras 3.3.1 1 a y b).
Por el contrario, los leucomonzogranitos y
leucogranitos sieníticos presentan patrones anómalos
muy empobrecidos en LREE, por debajo de 100x
condrito, a la vez que un ligero enriquecimiento en
HREE (figuras 3.2.1 1 c y d). Este comportamiento
refleja en estas muestras claros procesos de asimilación
de las rocas encajante, de composición meta-arcósica
y metapelítica muy empobrecidas en trazas.
Fig. 3.2.10. Diagramas ideales típicos de
REE de ambientes de ar co de islas
volcánicas, normalizados a condritos,
según Sun y McDononugh (1989), y W ilson
(1989).
5
100
50
10
5
50
10
100
50
10
5
Pm Sm
La Ce Pr Nd Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
Calcoalcalino
Calcoalcalina
alto en K
T oleítico
136 CAPÍTULO III. EL MARCO GEOLÓGICO
CONCLUSIONES
Según la composición geoquímica los
granitoides del campo se dividen en dioritas,
tonalitas, granodioritas, leucomonzogranitos
leucogranitos sieníticos, rocas que tienen un
origen común, y que se habrían formado en
parte por fraccionamiento magmático y en
parte por contaminación con el encajante.
Según el índice de alcalinidad, las dioritas,
tonalitas, granodioritas, y algunos
leucomonzogranitos y leucogranitos sienitícos
corresponden a granitos metaluminosos
calcoalcalinos; otras rocas de estas últimas
categorías son peralumínicas, pero su
quimismo es debido a contaminación por la
roca encajante.
Los leucomozongranitos y leucogranitos
sienitícos están enriquecidas en Rb, Cs, y Li,
en cambio las granodioritas tonalitas,
monozogranitos, muestra un pequeño
enriquecimiento en Sr , Ba, Th, Nb, Zr y Y .
Genéticamente, los granitoides del campo
de Girual, corresponden a granitos de tipo I
formados en un ambiente de arco de isla
volcánico.
Granito/ noralizado a condrito
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
0,1
1
10
100
1000
Granodioritas
Granito/ noralizado a condrito
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
0,1
1
10
100
1000
Dioritas
T onalitas
Granito/ noralizado a condrito
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
0,1
1
10
100
1000
Leucomonzogranito
Granito/ Manto primitivo
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
0,1
1
10
100
1000
Leucogranito sienítico
Fig. 3.3.1 1: Diagramas de REE para los granitoides del campo de Giraúl, normalizados a
condrito en (ppm), según Sun & McDonough (1989).
137 3.3. Geoquímica de isótopos radiogénicos
3.3. GEOQUÍMICA DE ISÓT OPOS
RADIOGÉNICOS
3.3.1. INTRODUCCIÓN
Fundamentos del Método U-Pb
El uranio presenta dos nuclídeos
inestables, 238 U y 235 U, se desintegran para
generar 206 Pb y 207 Pb respectivamente. De
este modo, dos isótopos radioactivos distintos
generan paralelamente dos isótopos
radiogénicos. Por consiguiente, para cada
análisis U-Pb serán obtenidas dos edades
aparentes, permitiendo determinar si el mineral
datado permaneció en un sistema cerrado y
así considerar el análisis concordante.
A través del método U-Pb es posible
determinar la edad de cristalización de la roca.
Para ello, el zircón ha sido el mineral más
frecuentemente utilizado en este método. Sin
embargo, otros minerales, como la titanita,
uraninita, badeleyita, monazita y apatito
pueden ser usados para este fin.
Diagrama de Concordia
Cuando el mineral datado permanece en
un sistema cerrado, o cuando son realizadas
correcciones específicas para el Pb
incorporado a lo largo de la vida del mineral,
los dos geocronómetros generan datos
concordantes (Faure, 1986). La
desintegracíon de 238 U para 206 Pb en función del
tiempo es descrito por la siguiente ecuación:
206 Pb*/ 238 U = e l 1 t -1 (Ecuación 1), donde
206 Pb*/ 238 U= [( 206 Pb/ 204 Pb)-( 206 Pb/ 204 Pb) i ]/
( 206 Pb*/ 238 U)
Similarmente, el decaimiento de 235U
para 207 Pb es representada por la siguiente
ecuación:
207 Pb*/ 235 U = e l 2 t -1 (Ecuación 2)
Las ecuaciones 1 y 2 pueden ser usadas
para calcular valores compatibles de 206 Pb/ 238 U
y 207 Pb/ 235 U para determinadas “edades” (t).
Esas ecuaciones, por lo tanto, son ecuaciones
paramétricas de una curva que une los puntos
de datos con las mismas edades U-Pb en el
tiempo geológico. Esta curva fue llamada
concor dia (W etherill, 1956; Faure, 1986).
A partir de las primeras dataciones U-Pb
se notó que las fracciones de zircón analizadas
tenían edades 238 U – 206 Pb discordantes. Esta
discordia se debe a que por alguna razón se
produce una pérdida de Pb en los minerales
(Silver et al., 1963). Sin embargo, Silver y
Deutsch (1963) verificaron una correlación
negativa entre el tamaño de los cristales de
zircón y la discordia, y una correlación positiva
entre la susceptibilidad magnética y la
discordia.
Con granos de zircón con pequeñas
diferencias en la susceptibilidad magnética o
en el tamaño de los granos, es posible generar
una serie de análisis discordantes colindares
en un diagrama de concordia. La mejor recta
que une esos puntos es denominada línea de
discordia , o línea de mezcla.
Esa línea corta a la concordia en dos
puntos, donde la intercepción superior es
interpretada como reflejando a la edad de
cristalización del conjunto de granos
analizados. A fin de disminuir esa discordancia
y aumentar la precisión de las edades U-Pb
en zircón, Krogh (1982) introdujo un proceso
de abrasión en aire, junto a un agente pulidor .
Este proceso de abrasión retira las superficies
alteradas, en las cuales habría mayor perdida
de Pb, siendo analizados, de este modo,
solamente los núcleos del zircón.
Actualmente existen técnicas analíticas que
posibilitan análisis isotópicos puntuales, a
138 CAPÍTULO III-EL MARCO GEOLÓGICO
escala de pocas micras, a partir de excitar la
muestra con iones (SIMS) o un haz de láser
(LA-ICP-MS).
Fundamentos del método Sm-Nd
El neodimio y el samario son elementos
de las tierras raras ligeras, del grupo del cerio.
Ambos elementos tienen las mismas
propiedades geoquímicas y un comportamiento
similar . Estos elementos son considerados
como geoquímicamente inmóviles, o sea que
se acepta generalmente que no son
removilizados durante procesos de
metamorfismo regional de grado bajo a medio,
alteración hidrotermal o intemperismo químico.
Por ello, son muy utilizados para el estudio de
la evolución de la corteza continental.
Los minerales son muy selectivos a la hora
de incorporar elementos de las tierras raras
en su estructura. Feldespato, biotita y apatita
tienden a concentrar tierras raras ligeras
(LREE). Las concentraciones de Sm y de Nd
en las rocas ígneas aumentan con su grado de
diferenciación.
Por otra parte, la relación Sm/Nd diminuye
con el paso del tiempo, puesto que el isótopo
147 Sm es radioactivo y decae, con la emisión
de partículas a, para generar el isótopo estable
143 Nd. Se ha calculado que la vida media del
147 Sm es de cerca de 1,06 x 10 9 años (Faure,
1986).
La ecuación de geocronología aplicada a
esta desintegración es la siguiente:
( 143 Nd/ 144 Nd)=( 143 Nd/ 144 Nd) i +( e lt -1)( 147 Sm/
144 Nd)
donde l es la constante de descomposición
y t es el tiempo.
Esta ecuación puede ser usada para varias
rocas o minerales a fin de que pueda ser
construida una isocrona. Si varias muestras de
una serie en una área en estudio se ajustasen a
una isocrona quiere decir que proceden de la
diferenciación de un único magma y que tienen
una misma edad.
Como estos elementos son litófilos y no
poseen afinidades siderófilas ni calcófilas, todo
el Sm y el Nd primordiales se consideran en el
manto, por eso se puede utilizar los diagramas
t x 143 Nd/ 144 Nd para explicar la evolución del
mismo. La edad modelo TDM obtenida en
estos diagramas representa el momento en que
el cociente 143 Nd/ 144 Nd de la roca fue idéntico
al del manto empobrecido.
Según Arndt y Goldstein (1987) los
análisis isotópicos de Sm y Nd datan un evento
formador de la roca y reflejan el momento de
diferenciación de la corteza-manto, o sea, el
tiempo en el cual la muestra de corteza
continental fue separada del manto.
Por esta razón, cuando la muestra es una
mezcla de materiales derivados del manto en
diferentes épocas, esas edades no
corresponden a un evento específico de
formación de la corteza, sino que dan
solamente una estimación del tiempo medio en
que el material estuvo residiendo en la corteza
continental.
Evolución Isotópica del Neodimio (Nd)
El decaimiento radioactivo del 147 Sm para
dar 143 Nd ocurre por la emisión de partículas
a con vida media de 1,06 x 10¹¹ años (Faure,
1986).
Según De Paolo y W asserburg (1976) la
razón Sm/Nd de la T ierra es igual a la mitad
de aquellas representadas por meteoritos
condríticos, y la evolución del Nd ocurrió en
un reservorio uniforme CHUR (Chondritic
Uniform Reservoir).
Las relaciones 143 Nd/ 144 Nd de las rocas
corticales pueden ser determinadas por
comparación con razones correspondientes a
las del CHUR. Con esto se obtiene una curva
patrón para la evolución del Nd en la T ierra,
que sirve para comparación con las razones
143 Nd/ 144 Nd obtenidas en las rocas o minerales
datados a través del “parámetro épsilon”:
eNd ={[( 143 Nd/ 144 Nd )muestra÷( 143 Nd/ 144 Nd)
CHUR ] - 1}x104
Si el Nd fuera positivo indica que la roca
proviene de una fuente empobrecida, con
razones Sm/Nd m ayores que las del CHUR (ej.
139 3.3. Geoquímica de isótopos radiogénicos
manto empobrecido), mientras que un eNd
negativo indica una fuente enriquecida, con
razones Sm/Nd menore s que las del CHUR.
En este último caso, la roca analizada debería
haber sido derivada de la fusión parcial de la
corteza (como, por ejemplo, la corteza
continental; Faure, 1986).
Edades Modelo
Las edades modelo son obtenidas a través
del cálculo del tiempo en que la muestra tenía
una composición isotópica idéntica a la de la
fuente (Arndt & Goldstein, 1987) o por la
determinación del tiempo en el cual la razón
143 Nd/ 144 Nd de la roca era igual a la razón
143 Nd/ 144 Nd del CHUR (Faure, 1986).
Estas edades pueden ser obtenidas
gráficamente a partir de un diagrama 143 Nd/
144 Nd x edad. La razón 147 Sm/ 144 Nd es la
intercepción de la edad cero y es dada por la
edad 143 Nd/ 144 Nd. Estas edades también
pueden ser calculadas en relación a fuentes
empobrecidas, en las cuales la razón Sm/Nd
aumentó debido a fusión parcial en un evento
anterior (Faure, 1986).
La razón Sm/Nd de las rocas corticales
es 40% menor que la del reservorio terrestre
“Bulk Earth” (T aylor and McLennan, 1985) y
cerca de 50% menor que el manto
empobrecido (Arndt and Goldstein, 1987).
Según Arndt and Goldstein (1987), las edades
modelo pueden ser interpretadas de dos
maneras:
- si coinciden con edades U-Pb, o con
evidencias de algún evento orogénico, se
puede considerar que esas edades datan la
época de diferenciación corteza-manto.
- si coinciden con edades U-Pb, sin
evidencias de orogénesis, son interpretadas
como edades medias de una fuente mixta.
Las edades modelo solo tendrán
significado geológico en caso que se asuma que
la roca no sufrió cambios después de su
separación del Sm y Nd del reservorio
condrítico.
Generalmente la razón Sm/Nd de las
rocas corticales resisten al metamorfismo,
erosión y redepositación, pues los elementos
de las tierras raras presentan propiedades
geoquímicas similares y son menos móviles en
relación a los metales alcalinos y alcalino
térreos (Faure, 1986).
3.3.2. MÉTODO DE TRABAJO
Sm-Nd
Los análisis de Sm – Nd fueron realizados
en el Laboratório de Geocronologia de la
Universidade de Brasília, en roca total en tres
muestras de granodioritas-tonalitas, una
muestra de diorita y una muestra de
leucogranito siguiendo el método de Goia y
Pimentel (2000).
Las muestras de roca total (~50 mg)
fueron mezcladas con ~30 mg de spike ( 149 Sm-
150 Nd) y diluidas en recipientes tipo savillex
(limpios y secos) a través de una serie de
ataques con ácidos fluorhídrico, nítrico y
clorhídrico.
La extracción y purificación del Sm y Nd
son realizadas siguiendo técnicas
convencionales de intercambio catiónico en
columnas de T eflón (primaria y secundaria)
conteniendo resina LN-Spec. Las muestras de
Sm y Nd fueron depositadas en filamentos de
Re para posterior lectura en el espectrómetro
de masa multicolector Finnigan MA T 262
operado en modo estático.
Las reproductibilidades de las razones
147 Sm/ 144 Nd y 143 Nd/ 144 Nd (2s) son mejores
que 0.1% y 0.005%, respectivamente, de
acuerdo con análisis repetidas en patrones de
rocas internacionales BHVO-1 y BCR-1. Las
razones 143 Nd/ 144 Nd fueron normalizadas a
146 Sm/ 144 NdNd = 0.7219 (O´Nions et al.,
1977).
Los valores actuales de CHUR usados en
los cálculos de eNd fueron 147 Sm/ 144 Nd de
0,1967 y 143 Nd/ 144 Nd de 0,512638 (W asseburg
et al., 1981).
Los valores de MORB utilizados en el
cálculo de las edades modelo fueron 147 Sm/
144 Nd de 0,5131 14 y 143 Nd/ 144 NdNd de 0,222
(Richard et al., 1976) La constante de
decaimiento de 147 Sm 4 Nd utilizada fue
6.54x10x12, recomendada por Lugmair y
146 CAPÍTULO IV . ESTRUCTURA DEL CAMPO PEGMA TÍTICO
A B
C
D
E
F
0 4,4 km
Figura 4.1.1. Distribución de los tipos de pegmatitas en el campo de Giraúl. Rosa: pegmatitas de
tipo I, intrabatolíticas; violeta: pegmatitas del tpo II; morado: pegmatitas del tipo III; ver de:
pegmatitas del tipo IV ; azul: pegmatitas del tipo V . Las letras en mayúscula mar can la situación de
pegmatitas con mineralización; los cír culos amarillos, la posición de una antigua explotación de
pegmatitas de elementos rar os durante los años 1960.
147 4.1. Estructura del campo pegmatítico
4.1.3. DISTRIBUCIÓN DE LOS
DIFERENTES TIPOS DE PEGMA TIT AS EN
EL CAMPO DE GIRAÚL
E n la figura 4.1.1 puede verse la
distribución de los diferentes tipos de
pegmatitas en el campo, a partir de la imagen
de satelite.
Pegmatitas de tipo I
Estas pegmatitas están confinadas al
interior de los intrusivos leucocráticos. Por
consiguiente, sólo afloran en el interior del
stock de leucogranitos de la ribera izquierda
del río Giraúl (véase figura 4.1.1. y mapa
geológico general de la zona, figura 3.1.1).
Estas pegmatitas son abundantes, pero no
presentan interés para elementos raros, y su
interés para minerales industriales es escaso.
Pegmatitas de tipo II
Las pegmatitas de tipo II son las más
abundantes a escala del campo pegmatítico de
Giraúl (tanto en la cuenca del río Giraúl como
del río Bero), y se encuentran encajadas en
rocas metamórficas del encajante, así como en
los granitoides (a excepción de los
leucogranitos). Afloran más de 400 cuerpos
de estas características (véase figura 4.1.1. y
mapa geológico general de la zona, figura
3.1.1).
Pese a su abundancia, estas pegmatitas
son probablemente las de menor interés del
campo, pues por una parte su contenido en
elementos raros es nulo, y por la otra, la
presencia de ciertos minerales accesorios no
les permite ser un recurso óptimo en el campo
de los minerales industriales.
Pegmatitas de tipo III
Hasta el momento, estas pegmatitas se han
encontrado solamente en una estrecha zona en
la zona de Cuapita-Capunda, cerca del
barranco de Muero, un afluente del Giraúl
(véase figura 4.1.1. y mapa geológico general
de la zona, figura 3.1.1); pegmatitas F de la
figura 4.1.1).
Estas pegmatitas encajan en rocas
ultrabásicas, y la zona en que aparecen está
controlada por fallas de dirección NW -SE.
Las pegmatitas de tipo III fueron objeto
de reconocimientos mineros, presentando
mineralización de Nb-T a, no descartándose la
presenci de Be (pegmatitas del subtipo de
berilo-columbita-fosfato).
Pegmatitas de tipo IV
Estas pegmatitas, mucho más interesantes
que las anteriores, afloran en la zona de Mianti,
cerca del barranco de Campunjo, otro afluente
del Giraúl (mina A), diversos puntos del
barranco de Pitau (afloramientos B y C, este
último explotado en los años 1960) y en el
mismo rio Giraul (afloramiento D).
Estas pegmatitas se encuentran encajadas
tanto en rocas intrusivas intermedias como en
esquistos o anfibolitas. Aunque son raras,
algunas de estas pegmatitas son de
dimensiones notables, y pertenecen a la
categoría de pegmatitas de berilo-columbita-
fosfato, por lo que se encuentran dentro del
rango de pegmatitas de interés económico para
elementos raros y minerales industriales.
Las zonas de afloramiento son bastante
dispersas y muy compartimentadas por algunas
de las fallas del área, en perticular por las de
direcciones NNE-SSW y NW -SE, que las
ponen en contacto con pegmatitas mucho
menos evolucionadas.
Pegmatitas de tipo V
Estas pegmatitas sólo aparecen encajadas
en rocas metapelíticas, en una franja al norte
de la zona mineralizada en pegmatitas de tipo
IV . No obstante, al N de la misma se
encuentran pegmatitas muy primitivas, con las
que se pone en contacto por falla.
Por consiguiente, en el campo pegmatítico
de Giraúl la zonación de los tipos de
pegmatitas está distorsionada por fallas.
149 5.1. Pegmatitas tipo I
5.1.1. CARACTERES GENERALES
Se trata de pegmatitas emplazadas dentro
de los intrusivos leucocráticos ubicados hacia
la parte NW del campo pegmatítico del Giraúl,
los cuales son las rocas graníticas más
evolucionadas de la zona; estas pegmatitas se
caracterizan por sus contactos difusos con el
intrusivo, por una estructura interna
concéntrica sencilla, sin reemplazamientos, y
por una mineralogía casi siempre cuarzo-
feldespática con accesorios peralumínicos, sin
minerales de elementos raros.
Se engloba en esta categoría a más de 100
diques pegmatíticos, distribuidos tanto en el
centro del stock como en su zona externa
(figura 5.1). No obstante, la distribución de
los diques dentro del stock es irregular , puesto
que hacia el W son menos abundantes pero
de mayor tamaño. La separación entre los
diques es también muy variable, generalmente
de orden decamétrico. No obstante, en
algunas zonas, particularmente en la periferia
del cuerpo, estos diques pueden estar
espaciados a una distancia de orden métrico,
por lo que llegan a formar entramados o haces
5.1 PEGMA TIT AS TIPO I
Figura 5.1.1. Detalle de la imagen de satélite con la morfología de los contactos de los leucogranitos
intrusivos y la distribución en su interior de los diques de mayor tamaño de pegmatitas de tipo I .
km
0 500 1000
m
150 Descripción de las pegmatitas
muy densos. De hecho, en los septos graníticos
que se proyectan en las metapelitas encajantes
se da una proporción muy elevada de
pegmatitas, que por una parte gradan
lateralmente al leucogranito y que por la otra
se proyectan hacia la zona de las pegmatitas
de tipo II, ya fuera del stock leucogranítico.
Por lo tanto, la transición entre las pegmatitas
de tipo I y de tipo II es totalmente progresiva,
y de hecho la principal diferencia entre ambos
tipos de pegmatitas (pero no la única) es la
situación de una pegmatita dada en relación
con el intrusivo leucogranítico (dentro o fuera
del mismo).
Las pegmatitas de tipo I intruyen en el
leucogranito según diversas orientaciones, las
cuales están principalmente controladas por la
red de diaclasado de los granitoides o por su
contacto subhorizontal con el encajante (figura
5.2), existiendo tanto diques subhorizontales
como subverticales, estas últimas con
direcciones aproximadamente NNE-SSW y
otras aproximadamente perpendiculares; estos
diques pueden entrecruzarse muy a menudo
(figura 5.3).
El tamaño de estas pegmatitas es muy
variable. Por lo general, son de tamaño
pequeño, con espesores de orden decimétrico
y longitudes de algunas decenas de metros, no
cartografiables a la escala del mapa que
presentamos. Algunos pocos diques, mucho
menos abundantes, pueden tener espesores
decamétricos y longitud de algunas centenas
de metros. Estos diques mayores son los que
se muestran en la imagen satélite de la figura
5.1.1.
El contacto entre los diques pegmatíticos
de tipo I y su encajante leucogranítico es muy
difuso, lo que sugiere un origen común de
ambos tipos de rocas. De este modo, el
contacto es simplemente gradual,
traduciéndose en el cambio progresivo desde
una textura granuda de grano medio a grueso
en el leucogranito (tamaño de grano
milimétrico) a una textura claramente
pegmatítica (tamaño de grano centimétrico a
decimétrico) dentro de los diques de pegmatita
(figura 5.4). En muchos casos, pueden darse
tránsitos progresivos desde las facies de
leucogranitos pegmatíticos a pegmatitas.
Figura 5.1.2. Dique de pegmatita de tipo I (color
más clar o), con buzamiento subhorizontal y
gr osor decimétrico, encajada en los
leucogranitos de Giraúl.
Figura 5.1.3. Diques subverticales de
pegmatita de tipo I (color más grisáceo) con
una anchura de pocos centímetr os,
encajados en leucogranito (color más
amarillento). Leucogranitos de Giraúl.
Figura 5.1.4. Contacto pr ogr esivo entr e vetas
pegmatíticas de tipo I (en cristales centimétricos)
y el leucogranito de tamaño de grano
milimétrico. Leucogranitos de Giraúl.
151 5.1. Pegmatitas tipo I
5.1.2. ESTRUCTURA INTERNA Y
MINERALOGÍA
Como hemos comentado anteriormente, el
contacto de la pegmatita con el intrusivo
granítico es gradual, de manera que se traduce
simplemente en un incremento en el tamaño de
grano hacia el interior de la pegmatita.
La cartografía geológica de detalle
realizada en los cuerpos pegmatítico de T ipo I
nos permitió reconocer sólo tres zonas o
unidades, dispuestas de manera concéntrica.
Estas pegmatitas tienen una estructura interna
muy simple, que se define con los siguientes
elementos:
a) una primera zona intermedia situada
en el contacto con el leucogranito; en esta zona
los cristales de los minerales esenciales
componentes son de grano grueso
(centimétrico),
Figura 5.1.5. Esquema conceptual (no a escala) mostrando la estructura idealizada de las pegmatitas
de tipo I y la distribución de sus minerales accesorios.
b) una segunda zona intermedia de grano
muy grueso (tamaño de bloques, con cristales
a menudo gigantes, de orden decimétrico a
métrico), y
c) el núcleo de cuarzo, que en algunas
pegmatitas está ausente pero en otras puede
tener una anchura de varios metros.
No existen unidades de reemplazamiento.
La mineralogía de estas pegmatitas es
relativamente sencilla, y en ellas predominan
los silicatos peralumínicos.
El tránsito entre las diferentes zonas
intermedias es también progresivo y se traduce
en un cambio de tamaño y , en parte, en
cambios mineralógicos; el contacto con la zona
del núcleo, en cambio, está mucho mejor
definido tanto textural como
mineralógicamente.
152 Descripción de las pegmatitas
Primera zona intermedia
Esta zona se caracteriza por presentar un
tamaño de grano generalmente centimétrico,
que contrasta con el tamaño de grano
milimétrico del leucogranito encajante, y al que
grada transicionalmente. La transición desde
la primera zona intermedia a la segunda zona
intermedia es también progresiva, marcada por
un aumento significativo del tamaño de los
cristales. El grosor máximo de esta unidad es
desde algunos decímetros a un metro. En
algunas pegmatitas esta unidad es la única que
constituye a la pegmatita. Está compuesta
principalmente por feldespato, cuarzo, y en
menor medida apatito, turmalina, moscovita y
granate (figuras 5.1.6-5.1.17).
Cuarzo: es alotriomórfico, y de grano grueso;
es incoloro o ligeramente grisáceo. Puede
alcanzar el 30 % en esta unidad.
Plagioclasa: es de composición rica en albita
a oligoclasa. En muestra de mano es de color
blanco y se encuentra en forma de cristales
prismáticos, hipidiomórficos, con tamaño de
grano medio de orden centimétrico. Presenta
maclado según la ley de la albita, pero
generalmente no está zonada. No se aprecian
fenómenos de alteración significativos. Es
abundante, pudiendo llegar a constituir el 45%
de la unidad.
Micr oclina: se forma posteriormente a la
plagioclasa. En muestra de mano es de color
gris-claro, y se encuentra en forma de cristales
alotriomórficos de tamaño de grano fino a
centimétrico. En esta unidad se observa en
ocasiones el in tercrecimiento de cuarzo en la
microclina, dando lugar eventualmente a una
textura gráfica. Es generalmente micropertítica,
con pertitas en forma de láminas. Puede
encontrarse en un 20 % e n esta unidad.
Moscovita: es la mica dominante. En muestra
de mano es de color blanco amarillento, y
forma cristales tabulares hipidiomórficos con
tamaños de grano fino a medio. Puede
presentarse en agragados simplectíticos con
cuarzo reemplazando microclina. No presenta
zonación ni maclado. Es común, pudiendo
alcanzar el 10% en esta unidad.
Biotita: es la mica menos abundante. En muestra
de mano es de color negra-plateada, y se
encuentra en forma de cristales tabulares
hipidiomórficos de tamaño de grano fino a medio.
Casi siempre está reemplazada por crecimientos
epitácticos de moscovita. Es rara, y siempre se
halla en proporciones inferiores al 5%.
Granate: es rico en componente almandino,
y puede llegar a alcanzar el 2 % en esta unidad
en algunas pegmatitas. En muestra de mano es
de color rojizo; no se distingue zonación al
microscopio. En esta unidad se encuentra en
forma de cristales idiomórficos (con forma de
trapezoedro o romboedro), que a menudo
internamente son esqueléticos (intercrecidos
con cuarzo). Casi siempre se ve muy
fracturado, y puede estar ligeramente alterado
a clorita. Su tamaño es desde milimétrico a
centimétrico.
T urmalina (chorlo): En esta unidad se
encuentra en forma de cristales prismáticos que
casi siempre son idiomórficos, de tamaño
centímetrico o superior . En muestra de mano
es de color negro, pero al microscopio de luz
transmitida sin analizador se distingue una
zonación muy aparente, con núcleos de
colores azulados y periferia verde olivácea más
o menos oscura; puede tener vetas tardías
también de colores azulados oscuros. Pese a
la forma externa idiomórfica, casi siempre se
presenta en crecimientos esqueléticos,
íntimamente intercrecida con cuarzo. Es muy
común, pudiendo alcanzar en ocasiones el
15% en esta unidad.
Apatito (azul) : es el único fosfato presente en
estas unidades, pero en proporciones siempre
inferiores al 1%. En muestra de mano es de
color azul fuerte, y se encuentra en forma de
cristales idiomórficos de hábito prismático,
compuestos de prisma y bipirámide
hexagonales; no obstante, a menudo las caras
y aristas están redondeadas. El tamaño de
grano es fino, del orden de 5 milímetros
aproximadamente.
153 5.1. Pegmatitas tipo I
Figura 5.1.6.Micr oclina inter cr ecida con cuarzo
en la primera zona intermedia en una pegmatita
tipo I. Nícoles cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 5.1.8. Inter cr ecimientos simplectíticos
entr e cuarzo y moscovita r eemplazando
feldespato potásico. Primera zona intermedia,
nícoles cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 5.1.10. Cristal esquelético de
granate, inter cr ecido con cuarzo, en la
primera zona intermedia. Sin analizador .
Campo, 1 1,6 mm.
Figura 5.1.7. Micr oclina no pertítica englobando
plagioclasa en la primera zona intermedia.
Nícoles cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 5.1.9. Detalle de la imagen anterior .
Campo, 5,8 mm.
Figura 5.1.1 1. La imagen anterior , en nícoles
cruzados.
154 Descripción de las pegmatitas
Figura 5.1.1 1. Cristales esqueléticos de
turmalina ver de inter cr ecidos con cuarzo y
moscovita en la primera zona intermedia; sin
analizador . Campo, 1 1,6 mm.
Figura 5.1.13. Zonación longitudinal irr egular
en un cristal de turmalina, con la turmalina ver de
concentrándose hacia los bor des y extr emos. Sin
analizador . Campo, 1 1.6 mm.
Figura 5.1.15. Inter cr ecimientos esqueléticos de
granate y turmalina (zonada) con cuarzo. Sin
analizador . Campo, 1 1,6 mm.
Figura 5.1.12. La asociación anterior , en nícoles
cruzados; la moscovita destaca por color es de
interfer encia azul tur quesa. La micr oclina incluye
cristales de plagioclasa.
Figura 5.1.14. Detalle de otr o cristal esquelético
de turmalina inter cr ecido con cuarzo. Nicoles
cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 5.1.16. Cristales esqueléticos de
turmalina en inter cr ecimientos gráficos con
cuarzo; se apr ecian cristales pequeños de
granate. Sin analizador . Campo, 1 1,6 mm..
155 5.1. Pegmatitas tipo I
Segunda zona intermedia
La transición desde la primera zona
intermedia a la segunda zona intermedia es
acusada, y viene marcada por un aumento
significativo del tamaño de los cristales, que
aquí llegan a tener dimensiones decimétricas a
métricas. El grosor de esta unidad es muy
variable, pero puede alcanzar en algunos casos
los 10 m.
La segunda unidad intermedia conforma
cerca del 35% de las pegmatitas de tipo I, y
está compuesta por minerales idénticos a los
de la primera zona intermedia, pero con
algunas variaciones texturales significativas
(figuras 5.1.17-5.1.31).
Cuarzo: es también alotriomórfico e incoloro,
generalmente de formación tardía en la
secuencia. Puede formar cristales grandes, de
varios decímetros, aunque tensionados y
cataclastizados por efecto de la deformación.
Se encuentra en proporciones variables, entre
el 25 y el 35% de la roca
Plagioclasa: es rica en componente albita. En
muestra de mano es de color blanco, y en esta
unidad se encuentra en forma de cristales
tabulares a prismáticos, hipidiomórficos, de
t a maño de grano muy grueso, superior a menudo
a 10 cm. En esta unidad no se presenta zonada.
Es menos abundante que en la unidad anterior ,
constituyendo hacia el 25-35% de la roca.
Micr oclina: en muestra de mano es de color
gris-claro o rosado; en esta unidad se
encuentra en forma de cristales prismáticos
hipidiomórficos de tamaño de grano grueso a
muy grueso, desde pocos centímetros a
algunos decímetros. Puede presentar
inclusiones de albita. En todos los casos es
macropertítica, presentando típicas pertitas en
venas de grano grueso e irregulares, dentro de
las cuales se aprecia el maclado polisintético
de la albita. En esta unidad se observa el
intercrecimiento de cuarzo en la microclina,
dando lugar a texturas gráficas de grano muy
grueso. Es el mineral más abundante en esta
zona, alcanzando en ocasiones más del 55%
de la roca.
Figura 5.1.17. Grupo de cristales de
turmalina con desarr ollo radial hacia el
núcleo de la pegmatita, en la segunda zona
intermedia de una pegmatita de tipo I.
Moscovita: es la mica más abundante en esta
zona. En muestra de mano es de color blanco;
en esta unidad se encuentra casi siempre en
forma de cristales tabulares hipidiomórficos de
tamaño grueso, superior a 2 centímetros
aproximadamente. No obstante, en algunas
ocasiones puede formar agregados
esqueléticos de aspecto arborescente,
intercrecidos con cuarzo y feldespatos, y que
crecen hacia el interior de la pegmatita. Este
mineral puede llegar a constituir el 5% de la
unidad.
Biotita: es poco común (menos del 2% de la
unidad), de color negra-plateada, y se
encuentra en forma de cristales tabulares
hipidiomórficos de gran tamaño, que pueden
ser arborescentes. A menudo se ve
pseudomorfizada por crecimientos epitacticos
de moscovita.
T urmalina (chorlo): en muestra de mano es
de color negro; como en la unidad anterior , al
microscopio presenta una zonación sencilla,
con un núcleo verde-azulado y una periferia
de color verde oliváceo; la zonación puede ser
muy irregular . En esta unidad se encuentra en
forma de cristales prismáticos, idiomórficos,
de tamaño superior a 5 centímetros. No
obstante, al miscroscopio se puede apreciar
que internamente muchos de estos cristales son
156 Descripción de las pegmatitas
Figura 5.1.19. Aspecto general del contacto
entr e la segunda zona intermedia y el núcleo
de cuarzo (de color lechoso) en una
pegmatita de tipo I encajada en la parte
central del stock de leucogranitos. Cer ca
del núcleo se ven algunas bandas con
granate de color r ojizo y turmalina negra;
en el bor de del núcleo de cuarzo se apr ecian
cristales idiomórficos hexagonales de
berilo, de color ver de amarillento, así como
cristales de feldespato potásico.
Figura 5.1.18. Detalle de una segunda zona
intermedia en pegmatitas de tipo I,
encajada en la parte central del stock de
leucogranitos, con cristales de tamaño
métrico de micr oclina (tonalidades
r osáceas), cuarzo y decimétrico de chorlo
(negr o). Los cristales de chorlo de esta
generación son casi idiomórficos, per o a
menudo muestran internamente
inter cr ecimientos de tipo esquelético con
cuarzo.
esqueléticos y están intercrecidos con cuarzo.
En muchos casos, estos cristales pueden llegar
a formar agregados radiales de longitud
decimétrica, cuya base arranca en la primera
zona intermedia, y que se proyectan hacia el
núcleo. En otros casos, los cristales pueden
estar aislados, o bien formar grupos
irregulares. Puede constituir el 10 % de la
unidad.
Berilo: es un mineral muy raro en estas
pegmatitas (la proporción es menos del 1%, y
en la mayor parte de los casos está ausente,
habiéndose encontrado sólo en dos pegmatitas
de este tipo). En esta unidad, el berilo cuando
aparece lo hace en el contacto de la segunda
zona intermedia con el núcleo, de manera que
sus cristales se prolongan en ocasiones en el
interior de esta última unidad. El berilo se
encuentra en forma de cristales idiomórficos
de hábito prismático largo, compuestos de
prisma y pinacoide hexagonales, que pueden
alcanzar los 5 cm de longitud. Es de color
verde amarillento, correspondiendo a la
variedad común. No se aprecia zonación en
ellos, si bien en algunos casos se han apreciado
numerosas inclusiones de pequeño tamaño
(unas 200-400 micras) de minerales del grupo
de las micas (principalmente moscovita) que
están dispuestas preferentemente hacia la zona
externa de los cristales.
Granate: se trata de granate alumínico, y
puede llegar a alcanzar el 2 % en esta unidad
en algunas pegmatitas. En muestra de mano es
de color rojizo-parduzco; no se distingue
zonación al microscopio óptico, pero sí al
microscopio electrónico, de manera que se dan
ligeros enriquecimientos en manganeso en los
bordes del cristal. Por otra parte, estos
granates se ven muy fracturados, y en imagen
de microscopio electrónico puede apreciarse
que a partir de esta fracturación existe un
reemplazamiento por un tipo de granate afín al
que se ve en la periferia de los cristales, es
decir , ligeramente más rico en Mn (figura
5.1.26). En la segunda zona intermedia se
encuentran cristales de este mineral de orden
260 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
Figura 8.1.29. Cristales de turmalina zonados
en su extr emo tar dío; sin analizador . Campo, 1 1,6
mm.
Figura 8.1.31. Zonación longitudinal irr egular
en un cristal de turmalina, con la turmalina ver de
concentrándose hacia los bor des y extr emos. Sin
analizador . Campo, 1 1.6 mm.
Figura 8.1.33. Inter cr ecimientos esqueléticos de
cuarzo y turmalina (zonada). Sin analizador .
Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.30. Una imagen similar , en que se
apr ecia que el zonado es complejo; además, se
distinguen inter cr ecimientos con cuarzo. Sin
analizador; campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.32. Detalle de otr o cristal esquelético
de turmalina inter cr ecido con cuarzo, con
zonación compleja y r eemplazamiento tar dío.
Nicoles cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.34. El cristal anterior , en nícoles
cruzados; el cristal (color es de interfer encia
altos) está inter cr ecido con cuarzo y albita.
Campo, 1 1,6 mm..
261 8.1. Estructura y mineralogía
Figura 8.1.35. Cristales de moscovita (zonada,
color es de interfer encia altos) r eemplazando
berilo (extinguido) en la primera zona
intermedia. Nícoles cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.37. Cristal tabular de columbita
(opaco) asociado a turmalina esquelétca (ver de),
cuarzo y moscovita. Sin analizador . Campo, 1 1.6
mm.
Figura 8.1.39. Detalle de la imagen anterior , en
que se apr ecian vetas de moscovita y cuarzo que
cortan al cristal de columbita. Nícoles cruzados.
Campo, 2,9 mm.
Figura 8.1.36. Cristal de berilo (mayor parte del
campo) r eemplazado por turmalina tar día. Sin
analizador . Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.38. La asociación anterior en nícoles
cruzados; la turmalina y la moscovita pr esentan
color es de interfer encia elevados.
Fig. 8.1.40. Agr egados botrioidales de cristales de
criptomelana, implantados en cavidades de fosfatos
secundarios. Imagen de micr oscopio electrónico,
en modo de electr ones r e t r odispersados.
262 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
Figura 8.1.43. Cristales de tamaño métrico de
fosfatos primarios, muy comunes en la segunda
zona intermedia (trifilita alterada a heter osita,
ferrisicklerita y , finalmente, óxidos de Mn de
color oscur o). Pegmatita A.
Segunda zona intermedia
Esta unidad presenta un tamaño de grano
claramente pegmatítico, con cristales a menudo
gigantes (más de 1 m de longitud). Esta unidad
intermedia es más compleja desde el punto de
vista mineralógico que la anterior , y abarca
aproximadamente el 35% de la pegmatita. En
esta unidad, también a menudo de color rojizo
pero de tonos más claros, predomina la
microclina, con menores cantidades de albita
y cuarzo. Como minerales accesorios se
encuentra la mayoría de minerales descritos en
l a p rimera zona intermedia, pero con aparición
progresiva de minerales del grupo de la columbita,
así como de fosfatos ricos en litio de tamaños
gigantes (figuras 8.1.41-8.1.46). Como en los
otros casos, pueden existir fenómenos de
reemplazamiento tardío en asociación con vetas.
Cuarzo: sus cristales son siempre
alotriomorficos, y en esta zona presentan una
gran variabilidad de tamaño de grano, desde
unas 100 micras a algunos decímetros de
diámetro.
Albita: en muestra de mano es de color blanca;
la albita se encuentra en forma de cristales
hipidiomórficos, de hábito prismático, con tamaño
de grano promedio de orden de 10-20 cm. Por
otra parte, como en la zona anterior , pueden
existir fenómenos de albitización más o menos
importantes según el sector considerado, cosa
que añade una generación de albita que reemplaza
al feldespato potásico y a una generación de
moscovita.
M i c r oclina: sus cristales son similares a los
de la primera zona intermedia, sólo que de
mucho mayor tamaño, de orden decimétrico.
Puede presentar un variable grado de
albitización, y por lo común es macropertítica.
Es de color rojizo en muestra de mano, y turbia
al microcopio. Se advierten en ella grandes
macropertitas en forma de veta y maclado
(figura 8.1.47). Por otra parte, se encuentra
intercrecida con cuarzo, y a menudo reemplaza
una generación precoz de albita y moscovita
(figura 8.1.48, pero es reemplazada por
generaciones tardías de los mismos minerales.
Figura 8.1.41. Contacto entr e la 2ª zona
intermedia (r ojizo, izquier da) y feldespato blanco
de la 3era zona intermedia; destacan cristales
gigantes de fosfatos (negruzco). Pegmatita A.
Figura 8.1.42. Aspecto general de un sector de
la cantera A, con grandes cristales de fosfatos
primarios (oscur o) entr e feldespatos r ojizos.
263 8.1. Estructura y mineralogía
Moscovita: en muestra de mano es de color
amarillento, mientras que en lámina delgada es
ligerísimamente marronácea, aspecto que puede
apreciarse mejor en el caso de que la moscovita
presente inclusiones de circon. Se reconocen a
menudo dos generaciones de moscovita: la primera
forma intercrecimientos mirmequíticos con cuarzo;
la segunda se desarrolla reemplazando a la primera,
generalmente a partir de crecimientos radiales.
Puede aparecer zonada (figura 8.1.49), con cambios
en la birrefringencia desde el núcleo del cristal hacia
la periferia; en la mayor parte de los casos estas
zonaciones se corresponden con sobrecrecimientos
de nuevas generaciones de moscovita sobre las
anteriores, y se dan en zonas albitizadas.
Berilo : este mineral es raro en esta zona, pero puede
aparecer en forma de cristales verde-amarrillentos,
idiomórficos, de hábito prismático y de unos 5-10
cm de longitud (figuras 8.1.49-8.1.50).
Grupo de la turmalina: es de color negro en
muestra de mano, y es muy poco frecuente en esta
unidad. Se distinguen dos generaciones de cristales
de turmalina. La primera, de colores verde-azulados
pálidos, está zonada y forma cristales idiomórficos
de tamaño centmétrico (figura 8.1.52-8.1.58). La
segunda está confinada a vetillas en el interior de
los cristales de heterosita, y es alotriomórfica y
esquelética; casi siempre tiene una zonación muy
irregular y compleja, con núcleo verde oliváceo, zona
intermedia más azulada y periferia de color azul
oscuro (figura 8.1.58); la atribuimos a fenómenos
de reemplazamiento subsólidus.
Cir cón: es un mineral relativamente común en esta
unidad de las pegmatitas. Se trata de cristales
idiomórficos de hábito prismático corto, de 1-2 mm
de longitud, compuestos por prisma y bipirámide
tetragonal. Presenta una clara zonación concéntrica
y se encuentra muy alterado, con algunas zonas muy
metamictizadas, de bajo relieve e isotropizadas. Casi
siempre se presenta como inclusiones en otros
minerales (figuras 8.1.59-8.1.60), o en vetas de
cuarzo que cortan a los fosfatos primarios (figuras
8.1.61-8.1.62).
T rifilita-litiofilita: la trifilita fresca solamente se ha
encontrado en la segunda zona intermedia, si bien
con un elevado grado de reemplazamiento por
Figura 8.1.44. Cristales de gran tamaño de
trifilita alterada a fosfatos metasomáticos(negr o)
entr e feldespato potásico, en la segunda zona
intermedia de la pegmatita IV .
Figura 8.1.45 Cristales gigantes de trifilita
alterada a fosfatos metasomáticos (negr o) entr e
feldespato potásico, en la segunda zona
intermedia de la pegmatita IV ; hay una alteración
moscovítica en el bor de.
Figura 8.1.46: Cristales idiomórficos de gran
tamaño de trifilita alterada a fosfatos
metasomáticos (negr o) entr e micr oclina, en la
segunda zona intermedia de la pegmatita IV .
264 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
Figura 8.1.47. Cristales pertíticos de micr oclina,
de gran tamaño, maclados. Nícoles cruzados.
Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.51. Cristal idiomórfico de berilo no
alterado (parte inferior izquier da de la imagen)
incluido en cuarzo. Nícoles cruzados. Campo,
1 1.6 mm.
Figura 8.1.49. Cristales de moscovita,
r eemplazados en sus bor des por una generación
más tar día, en una zona albitizada. Campo, 1 1,6
mm.
Figura 8.1.48. Cristales de micr oclina, maclados
y pertíticos, r eemplazando una generación pr ecoz
de albita hipidiomórfica. Nícoles cruzados.
Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.50. Sección basal de berilo
(extinguida, izquier da) en asociación con
micr oclina, albita y cuarzo. Nicoles cruzados.
Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.52. Cristales esqueléticos de
turmalina zonada en inter cr ecimientos gráficos
con cuarzo; se apr ecian cristales pequeños de
granate. Sin analizador . Campo, 1 1,6 mm..
265 8.1. Estructura y mineralogía
Figura 8.1.53. Cristales isiomórficos de
turmalina en asociación con cuarzo y micr oclina;
sin analizador . Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.55. Cristales de turmalina de
gran tamaño y de desarr ollo gráfico,
inter cr ecidos con cuarzo. Sin analizador .
Campo, 1 1.6 mm.
Figura 8.1.57. Inter cr ecimientos esqueléticos de
turmalina (zonada) con cuarzo. Sin analizador .
Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.54. La asociación anterior en nícoles
cruzados. La micr oclina destaca por su maclado,
y la turmalina, por sus color es altos de
interfer encia. .
Figura 8.1.56. Detalle de otr o cristal esquelético
de turmalina inter cr ecido con cuarzo. Nicoles
cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.58. Cristales esqueléticos de
turmalina en inter cr ecimientos gráficos con
cuarzo que r eemplazan fosfatos con Li. Sin
analizador . Campo, 1 1,6 mm.
266 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
fosfatos secundarios (figura 8.1.63). Forma
cristales gigantes, generalmente de hábito
prismático corto, que en la segunda zona
intermedia alcanzan varios metros de longitud
y de anchura. Cabe destacar que en esta zona
este fosfato puede desarrollar cristales
idiomórficos, en contraposición a los cristales
esqueléticos de la primera zona intermedia. En
muestra de mano es de color verde pálido, e
incoloro en lámina delgada. La extinción
ondulante de sus cristales sugiere que ha
sufrido fenómenos de deformación
cataclástica. Es muy abundante en esta zona,
alcanzando probablemente el 5% del volumen
total de la roca (fig. 8.1.63-8.1.65).
Ferrisicklerita-sicklerita: es muy abundante es
esta unidad como producto precoz de
reemplazamiento de la trifilita (el reemplazamiento
es siempre muy completo, del orden del 95% o
más); es reemplazada por heterosita (figura
8.1.63-8.1.68) y puede aparecer también
afectada por procesos deformativos, como lo
atestiguaría la presencia de extinciones ondulantes
e incluso el desarrollo de subgranos por
fenómenos cataclásticos (figura 8.1.67).
Heter osita-purpurita: reemplaza a los cristales
de ferrisicklerita, a los que pseudomorfiza en
ocasiones casi por completo, manteniéndose la
continuidad óptica con el anterior mineral. Como
en el caso de los dos minerales precursores, se
mantiene la existencia de extinciones ondulantes
e incluso el desarrollo de subgranos debido a
fenómenos cataclásticos, lo que evidencia que
ambos minerales no son meteóricos.
Grupo de la allauaudita: los minerales de
este grupo de fosfatos alcalinos presentes en
el campo pegmatítico de Giraúl son de color
anaranjado-amarillento en muestra de mano,
mientras que bajo microscopio óptico de luz
transmitida presentan un ligero pleocroísmo en
tonos de verde-rojizo-amarillo pálidos.
Aparece en forma de cristales tabulares, muy
exfoliables, dispuestos en agregados granudos
que rellenan vetillas en los fosfatos férricos
anteriormente citados. Las vetas son de
dimensiones pequeñas, y su anchura oscila
entre unas pocas decenas de micras hasta
algunos milímetros. No obstante, son muy
abundante s y s e encuentran muy repartidas en el
interior del cristal, no siguiendo ninguna dirección
prefijada, pese a que algunas se disponen iguiendo
exfoliaciones de los fosfatos primarios. De esta
manera, la inmensa mayoría de estas vetillas están
dispuestas completamente al azar (figuras 8.1.69-
8.1.70). Estas vetas quedan confinadas al interior
de los grandes cristales de fosfatos, de manera que
no se proyectan en los silicatos asociados. Como
los fosfatos anteriores, presenta evidencias de
deformación .
Serie montebrasita-ambligonita: como en la
primer a zona, existen dos generaciones de
términos de esta serie. la primera (montebrasita
I) es de tendencia idiomórfica, y co-cristaliza
con los silicatos primarios; a menudo se la ve
maclada (figuras 8.1.71-8.1.72). L a segunda
generación de montebrasita es alotriomórfica, y
se encuentra en vetas co nfinadas dentro de los
fosfatos de la secuencia trifilita-ferrisicklerita-
heterosita , en asociación con cuarzo y
moscovita (montebrasita II; figuras 8.1.73-
8.1.74). Ninguna de ellas es común, y ambas
acostumbran a tener pequeñas dimensiones
(menos de 1 cm) .
T odos estos fosfatos primarios se hallan
reemplazados por una asociación supergénica
compleja, con asociaciones de fosfatos
secundarios, generalmente muy oxidados e
hidratados, que reemplazan a los fosfatos
primarios (figuras 8.1.75-8.1.76).
T odos los fosfatos secundarios presentes
en esta zona forman cristales tabulares o
prismáticos, implantados en vetas sobre los
fosfatos primarios, o bien pseudomorfizándolos.
T odos ellos son de vivos colores y pleocroísmo
muy acusado, con vivos colores de
interferencia.
En la mayor parte de los casos, la
sucesión de minerales secundarios se realiza a
partir de sucesiones pasivas entre los mismos,
pero que reemplazan a los fosfatos primarios,
de manera que éstos pueden quedar
reemplazados en un 100%. Entre los minerales
secundarios se dan secuencias del tipo de
rockbridgeíta-frondelita-lipscombita-
fluorapatito.
267 8.1. Estructura y mineralogía
Figura 8. 1.59. Cristales de zir cón zonados,
y con su núcleo muy alterado y
metamictizado (isotr opizado). Nícoles
cruzados. Campo, 5,8 mm.
Figura 8.1.61. Cristales de zir cón en una
veta de cuarzo y albita que corta a los
fosfatos de Li. Sin analizador . Campo, 1 1.6
mm.
Figura 8.1.63. Reemplazamiento de
ferrisicklerita (naranja) por heter osita
(r oja). Sin analizador . Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.62. La asociación anterior , en nícoles
cruzados.
Figura 8.1.64. La anterior asociación, en nicoles
cruzados.
Figura 8.1.60. Cristales zonados de zir cón, con
contenido alto en Hf (zonas brillantes) y zonas
más pobr es (oscuras). Están par cialmente
corr oídos. Imagen de SEM, modo BSE.
268 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
Figura 8.1.65. Cristales de gran tamaño de
ferrisicklerita (r ojiza) r eemplazados en sus
bor des por heter osita (oscura); el mineral clar o
es plagioclasasin analizador . Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.67. T extura cataclástica en un
megacristal de ferrisicklerita, con desarr ollo
de subgranos. Sin analizador . Campo, 1 1.6
mm.
Figura 8.1.69. Reemplazamiento de
ferrisicklerita (naranja) por heter osita (r ojo);
el conjunto es cortado por alluaudita (amarillo
ver doso). Sin analizador . Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.66. La asociación anterior , en nícoles
cruzados.
Figura 8.1.68. Maclas en parrilla en cristales de
ferrisicklerita, par cialmente r eemplazada por
heter osita. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.70. La imagen anterior , en nícoles
cruzados. Campo, 1 1,6 mm..
269 8.1. Estructura y mineralogía
Figura 8.1.71. cristales idiomórficos de
montebrasita I, asociados a cuarzo, albita
y turmalina. Sin analizador . Campo, 1 1,6
mm.
Figura 8.1.73. Heter osita cortada por vetas
r ellenas de una asociación de albita y
montebrasita II. Sin analizador . Campo, 1 1.6
mm.
Figura 8.1.75. Reemplazamiento por
meteorización: agr egados de alluaudita (ver d e
amarillento) r eemplazados por lipscombita
(r ojo). Sin analizador . Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.72. La asociación anterior , en nícoles
cruzados; en este cristal de montebrasita I se
intuyen maclas polisintéticas..
Figura 8.1.74. La asociación mineral anterior ,
en nicoles cruzados. La montebrasita II destaca
por sus color es ligeramente más elevados.
Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.76. La imagen anterior , en nícoles
cruzados. Campo, 1 1,6 mm..
276 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
T e r cera zona intermedia
E s l a z ona que se encuentra entre el contacto
de la segunda zona intermedia y la tercera zona
intermedia de pegmatita. Esta unidad intermedia,
conforma la tercera unidad circular alrededores de
la pegmatita. La transición desde la tercera unidad
hacia la parte mas interna (núcleo) de la pegmatita
es progresiva, marcada por un aumento significativo
del tamaño de los cristales que grada hacia la tercera
unidad intermedia. Esta unidad tiene una anchura
en afloramiento de 30 m aproximadamente en la
pegmatita A, aunque puede estar exagerada por la
profundidad de disección de la pegmatita en relación
con el nivel de erosión.
Esta unidad intermedi a conforma hacia el 35%
de la superficie de afloramiento de la pegmatita A, y
a su vez está compuesta por cristales equigranulares
de microclina blancuzca, albita blanca y , en menor
medida, cuarzo. Como minerales accesorios se
encuentra berilo blanco, moscovita y montebrasita
(figuras 8.1.104-8.1.09).
Cuarzo: forma intercrecimientos de granos
alotriomórficos de grano grueso (2-5 cm) con el
feldespato potásico, siendo relativamente escaso en
esta unidad (menos del 20 %).
Albita: se encuentra en forma de cristales tabulares
no muy grandes (3 mm-5 cm) y dispersos,
reemplazados por los cristales de feldespato
potásico. Hay una segunda generación de albita,
más tardía, que reemplaza al feldespato potásico.
Esta albitización se desarrolla sobre los feldespatos
de la tercera zona intermedia en las inmediaciones
de vetas tardías de albititas. No obstante, en esta
unidad es poco abundante, en conjunto menos del
20% del conjunto de la misma.
Micr oclina: es, con mucho, el feldespato dominante
en esta zona. En muestra de mano es de color blanco
grisáceo y es muy pura, aunque con macropertitas
vetiformes. No presenta alteración y , por lo común,
es límpida en microscopía de luz transmitida. Se
encuentra en forma de cristales prismáticos de
tamaño gigantesco, con longitu des superiores a 30
cm, a menudo de varios metros de longitud. Presenta
el maclado característico de la microclina; a menudo
incluye cristales de albita y moscovita (parcialmente
corroídos). Constituye más del 60% de l a unidad.
Fig. 8.1. 104. Perspectiva de la cantera de la
mina A mirando hacia el S. La mayor parte de
la cantera se desarr olló sobr e la III zona
intermedia (blanca); al S se ve una parte de la II
zona intermedia (r ojo).
F ig. 8.1.105. Otr o detalle de la cantera cer ca de la
imagen anterior , con el contacto con la segunda
zona intermedia a la der echa de l a imagen.
Fig. 8.1.106. Cristales gigantes de feldespato
potásico en la ter cera zona intermedia, en la
par ed del centr o de la cantera de la pegmatita
A. A destacar el pr edominio de la micr oclina
blanca en esta unidad.
277 8.1. Estructura y mineralogía
Figura 8.1.107. Cristales de berilo blanco, de
tamaño decimétrico, dentr o de la ter cera zona
intermedia de la pegmatita A de tipo IV .
Moscovita: en muestra de mano es de color
blanco; en esta unidad se encuentra en forma d e
cristales hipidiomórficos de tamaño
centimétrico.
Berilo: se encuentra en forma de cristales
idiomórficos de hábito prismático de tamaño
superior a 10 centímetros, y que pueden
alcanzar tamaños gigantes, del orden de
algunos metros.
Montebrasita: es el fosfato primario de Li que
existe en esta zona. En muestra de mano es de
color gris. La montebrasita , en la tercera
unidad se encuentra muy alterada, en forma
de cristales alotriomórficos, de tamaño grueso,
de varios centímetros de diámetro, aunque
posiblemente puedan existir de mucho
mayores.
Núcleo
No aflora en la pegmatita A, aunque
probablemente se encuentre a pocos metros
por debajo de la superficie. En el resto de
pegmatitas del campo, esta unidad estructural
conforma el 2% de la pegmatita; como en otros
casos, está compuesta exclusivamente por una
masa de cuarzo incoloro y , en raras ocasiones,
lechoso, con cristales alotriomórficos.
V etas albíticas
En las pegmatitas de este tipo, se
desarrollan vetas tardías albíticas, que cortan
casi totalmente todas las unidades de la
pegmatita. Estas vetas de formación tardía son
de dimensiones variables, que oscilan desde
los pocos milímetros a varios decímetros de
ancho y desde pocos centímetros a varios
metros de longitud. En cualquier caso, son de
dimensiones relativamente pequeñas para ser
representadas a escala en la cartografía de la
pegmatita A. Pueden hallarse presentes
reemplazando todas las unidades citadas
anteriormente.
Las vetas albíticas están compuestas
fundamentalmente por albita sacaroide o
Figura 8.1.108. Cristales de micr oclina con
macr oper titas; nótese en algunas zonas las
pr esencia de aspecto turbio (micr oinclusiones).
Nícoles cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.109. Cristales de micr oclina
r eemplazados por agr egados simplectíticos de
cuarzo y moscovita. Nícoles cruzados. Campo,
1 1,6 mm.
278 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
t abular y , en menor medida, por cuarzo. Como
minerales accesorios se encuentran elbaíta,
moscovita y , en menor medida, óxidos de Nb-T a.
Albita: es de grano fino, hipidiomórfica, con
hábito tabular , no zonada. Presenta el maclado
polisintético según la ley de la albita. El tamaño
de grano es muy variable; sus cristales tienen
un característico aspecto azucarado cuando
son de grano fino (pocos mm de diámetro) y
aspecto más hojoso cuando son de tamaño de
grano centimétrico (“clevelandita”; figuras
8.1.1 10-8.1.1 12). Es el mineral dominante en
las vetas, alcanzando generalmente el 90% de
su composición.
Cuarzo : aunque en proporciones siempre
inferiores al 20%, es un componente casi
siempre presente en estas vetas, apareciendo
en granos irregulares, en posición intersticial.
Es incoloro.
Elbaíta: en muestra de mano es de color verde
muy oscuro a verde hierba, y azul muy pálido
a verde pálido al microscopio de luz transmitida;
el pleocroísmo es casi imperceptible. En esta
unidad se encuentra en forma de cristales
idiomórficos, de hábito prismático y la
característica sección basal con forma de triángulo
esférico, de tamaño superior a 2 centímetros
aproximadamente. No obstante, no presenta
propiedades adecuadas para un uso gemológico.
T antalita: es muy frecuente en esta zona, y se
encuentra formando cristales tabulares
alotriomórficos, de tamaño fino,
inframilimétrico. Es de color rojo anaranjado
en lámina delgada.
Cabe señalar que en la proximidad de las
vetas albíticas o de las zonas de reemplazamientos
albíticos en general los fosfatos de Li se ven
reemplazados por alluaudita, por lo que este
fosfato probablemente se forma en un estadio de
albitización.
T ambién atribuimos a este estadio de
albitización los reemplazamientos de microclina
por albita que se dan en grandes zonas de las
zonas intermedias, en proximidad de estas
vetas albíticas.
Figura 8.1.1 10. Típico aspecto de veta de albitita,
casi monominerálica, emplazada en la ter cera
zona intermedia. Nícoles cruzados. Campo, 1 1,6
mm.
Figura 8.1.1 1 1. Contacto r eemplazante entr e la
veta albítica y los cristales de micr oclina de la
ter cera zona intermedia. Se ve moscovita
zonada. Nicoles cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.1 12. Detalle del contacto
r eemplazante de una veta de albitita con
micr oclina de la ter cera zona intermedia. Nícoles
cruzados. Campo, 1 1,6 mm.
279 8.1. Estructura y mineralogía
V etas de cuarzo-moscovita±elbaíta
Están bien desarrolladas en estas
pegmatitas, aunque a veces, cuando están
iregularmente distribuidas, pueden confundirse
con los silicatos primarios de las zonas a las
que están cortando (figuras 8.1.1 13-8.1.1 15).
Estas vetas presentan dimensiones muy
variables, con anchuras desde unos pocos
milímetros (caso más frecuente) hasta algunos
decímetros; su continuidad lateral es también
muy variable. Son de trazados muy irregulares
y de direcciones extremadamente variables, de
modo que llegan a formar enrejados irregulares
dentro de la pegmatitas, y con espaciados
entre las vetas también muy variables,
generalmente en el orden métrico, aunque a
veces puede ser mucho menor . En estas vetas
no se desarrollan jamás cavidades geódicas.
Los contactos con las unidades anteriores
son por reemplazamiento de las mismas, de
modo que acostumbran a tener asociada una
alteración sericítica de los feldespatos, aunque
generalmente poco desarrollada.
Están constituidas predominantemente por
cuarzo y moscovita, en asociación con
proporciones muy variables de minerales de
Li (elbaíta y montebrasita-ambligonita).
Cuarzo : es alotriomórfico, e incoloro. Su
tamaño de grano es proporcional a la anchura
de la veta en la que está incluido. Se encuentra
en proporciones importantes pero muy
variables dentro de una misma veta (entre 30-
50%).
Moscovita (litínica) : forma placas de
dimensiones comparables a las de la veta que
conforman, de manera que a veces alcanza los
20 cm de diámetro, aunque por lo común sus
cristales son milimétricos o centimétricos. Por
lo general, es hipidiomórfica, con hábito tabular ,
y es de color blanco amarillento o plateada; a
menudo se aprecia zonación (8.1.120-8.1.121).
Puede presentar inclusiones de cristales
metamícticos de zircó n d e muy pequeño tamaño
(1-2 micras). Su proporción es relativamente
variable en estas vetas, entre un 30-70%, y
cambia mucho entre diferentes vetas e incluso
a lo largo de una misma veta.
Figura 8.1.1 13. V etas de trazado irr egular
de cuarzo-moscovita, cortando la ter cera
zona intermedia.
Figura 8.1.1 14. V eta de gran espesor de
cuarzo-moscovita, con tamaño de grano
grueso, cortando la ter cera zona
intermedia.
Figura 8.1.1 15. V etas subparalelas de cuarzo-
moscovita con elbaita cortando la primera zona
intermedia.
280 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
Figura 8.1.1 16. V etas de cuarzo-elbaita
cortando feldespatos de la segunda zona
intermedia.
Figura 8.1.1 19. Detalle de una de las vetas de
cuarzo-moscovita-elbaíta que corta a la segunda
zona intermedia. Destaca un cristal de elbaíta,
de color ver de oscur o.
Figura 8.1.120. Detalle, en lámina delgada, de
una veta de cuarzo-moscovita; la moscovita está
ligeramente zonada. Nícoles cruzados. Campo,
1 1,6 mm.
Figura 8.1.121. Moscovita fuertemente zonada
cortando una veta albítica. Nícoles cruzados.
Campo, 5,8 mm.
Figura 8.1.1 17. V etas de cuarzo-moscovita
con elbaíta cortando la segunda zona
intermedia.
Figura 8.1.1 18. V etas finas de cuarzo-elbaita
(ver de oscur o) cortando feldespatos y un
cristal de heter osita (negr o) en la primera zona
intermedia.
281 8.1. Estructura y mineralogía
Figura 8.1.122. Contacto entr e una veta de
cuarzo-elbaíta y el cristal de heter osita de la
figura 8.1.1 18; nótese la zonación longitudional
de la elbaíta. Sin analizador . Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.124. O t r o detalle del contacto anterior;
n ó tese el cambio pr ogr esivo del color en los cristales
de elbaíta, d esde el contacto (azul) al interior
(incolor o). Sin analizador . Campo, 1 1.6 mm.
Figura 8.1.126. Detalle de una veta más estr echa,
en la que no se desarr olla turmalina incolora; el
mineral incolor o es cuarzo. Sin analizador .
Campo, 1 1,6 mm.
Figura 8.1.123. La asociación anterior , en nícoles
cruzados.
Figura 8.1.125. La asociación anterior , en nícoles
cruzados.
Figura 8.1.127. La imagen anterior en nícoles
cruzados.
282 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
Elbaíta : se trata de cristales idiomórficos, de
dimensiones muy variables, aunque son
comunes las centimétricas. Acostumbra a estar
en las zonas en que las vetas cortan a minerales
de litio, como los grandes fosfatos de litio de
la segunda zona intermedia. Los cristales (casi
siempre hipidiomórficos a idiomórficos, de
hábito prismático largo e, incluso, acicular) se
disponen en agregados radiales o crecimientos
paralelos, implantados perpendicularmente a
la pared de la veta. En muestra de mano es de
color verde oscuro (a veces, de color verde
más claro), mientras que al microscopio es de
color verde azulado muy pálido a casi incoloro,
mostrando algunas veces zonación concéntrica
o longitudinal (figuras 8.1.122-8.1.128). Es un
mineral accesorio relativamente frecuente en
esta unidad, encontrándose en proporciones
variables entre 0 y 5%. Los cristales de elbaíta
localizados hasta el momento no son aptos
para usos de tipo gemológico, principalmente
porque el color es muy oscuro y son poco
transparentes; además, por lo general el hábito
acicular de los cristales dificulta encontrar
secciones tallables.
Montebrasita : puede aparecer en estas vetas
como cristales alotriomórficos, de dimensiones
variables, como máximo centimétricas, pero
casi siempre mucho menores. En muestra de
mano es de color blanco, y se distingue en
lámina delgada por su maclado polisintético y
su fuerte birefringencia; no se aprecia zonación
en ningún caso. Es relativamente rara en esta
unidad.
Gahnita : pese a ser rara, esta espinela de zinc
está bastante repartida en esta unidad, aunque
debido a su tamaño de grano muy fino (20-50
micras) es difícil localizarla. Se encuentra en forma
de cristales idiomórficos, de hábito octaédrico
sencillo, sin zonación ni maclado, desarrollados
tempranamente en las paredes de las vetas de
cuarzo-moscovita (figuras 8.1.130-8.1.131).
Apatito : es de formación tardía en las vetas,
por lo que a menudo es de forma irregular . S u
tamaño de grano es muy fino, de orden
micrométrico, aunque puede aparecer en cristales
de mayor tamaño (figuras 8.1.130-8.1.131).
Figura 8.1.129. V etas de cuarzo-moscovita con
apatito tar dío (apa) y gahnita. Imagen de
micr oscopio electrónico de barrido, modo de
electr ones r etr odispersados.
Figura 8.1.130. Detalle de una asociación
comparable a la anterior , con apatito tar dío
(apa) y gahnita idiomórfica, cortando a una veta
albítica. Imagen de micr oscopio electrónico de
barrido, modo de electr ones r etr odispersados
Figura 8.1.128. T urmalina casi incolora,
elbaítica, r eemplazando albita de las vetas
albíticas. Sin analizador . Campo, 1 1,6 mm.
283 8.1. Estructura y mineralogía
Micr olita : es un mineral de formación tardía
en estas pegmatitas, como vimos en la segunda
zona intermedia, y que parece estar asociado,
en algunos casos, con la formación de estas
vetas, pues aparece frecuentemente asociada
con cuarzo, moscovita y apatito de formación
tardía (figura 8.1.131-8.1.132).
T antalita : aparecen en ocasiones en pequeñas
laminillas en la exfoliación de las micas,
indicando una formación muy tardía en la
secuencia de cristalización de estas vetas
(figura 8.1.133).
8.1.3. SECUENCIA DE CRIST ALIZACIÓN
En las pegmatitas de tipo IV la secuencia
de cristalización es mucho más compleja que
en los tipos anteriores (figura 8.1.134), puesto
que al desarrollo concéntrico de la pegmatita
se unen la formación de las vetas tardías y los
procesos de reemplazamiento asociados. T odo
ello hace que concurran aparentemente en una
misma zona minerales que, en realidad, se han
formado en episodios bastante alejados en el
tiempo.
De este modo, los reemplazamientos de
microclina por albita, comunes en las zonas
intermedias, parecen corresponder a
fenómenos muy tardios, y muy probablemente
relacionados con el desarrollo de las vetas
albíticas tardías.
La misma deducción puede apuntarse para
el caso de la sericita o, en general, los
agregados tardíos de cuarzo y moscovita de
formación tardía, que aparecen muy
frecuentemente en todas las zonas de la
pegmatita en posición intersticial entre los
cristales de los minerales primarios.Estos
agregados puedens er pefectamente
contemporáneos con las vetas tardías de
cuarzo-moscovita.
Por todo ello, la presencia de un mineral
en una zona determinada no implica
necesariamente que dicho mineral forme parte
de los componentes originales de la zona. Es
importante definir si este mineral reemplaza a
otros minerales o se forma en equilibrio con
ellos.
Figura 8.1.133. Cristales de tantalita tar díos,
situados entr e placas de moscovita en las vetas
de cuarzo-moscovita. Imagen de micr oscopio
electrónico, en el modo de electr ones
r etr odispersados.
Figura 8.1.132. Asociación de micr olita y apatito
de formación muy tar día, cortando
montebrasita. Imagen de micr oscopio
electrónico, en el modo BSE.
Figura 8.1.131. Cristales de micr olita de grano muy
fino, con cuarzo y moscovita, cortando cristales de
micr oclina gris oscur o) y cuarzo. SEM, modo BSE.
284 CAPITULO VIII- PEGMA TIT AS DE TIPO IV
En particular , este aspecto es importante
en el caso de los minerales de Nb-T a, puesto
que, como se ha indicado, a menudo presentan
una estructura interna muy compleja. Como se
vio en su momento, estos cristales pueden tener
un zonado sencillo o una zonación muy
compleja, que puede estar asociada con
fenómenos de reemplazamiento.
Los fenómenos de reemplazamiento en
columbita producen casi siempre fases más
ricas en T a. Como se ha visto, estos minerales
se concentran también en las vetas albíticas y
las vetas de cuarzo-moscovita, por lo que es
factible que los reemplazamientos en las zonas
intermedias estén ligados con los fluidos
tardíos que producen las vetas de albita y de
cuarzo-moscovita.
De modo similar , en los fosfatos se
producen también reemplazamientos
importantes, aunque el mecanismo genético de
algunos de ellos, como los reemplazamientos
de la secuencia de Quensel-Mason queda
todavía oscuro.
Por una parte, aunque la ferrisicklerita ha
sido citada en algunos casos como un mineral
primario, en nuestro caso llega a aparecer en
algunos casos residuos inalterados de trifilita,
por lo que lo más probable es que la trifilita
sea el mineral primario.
Ahora bien, el reemplazamiento de trifilita
por ferrisicklerita y heterosita implica cambios
importantes en el estado de valencia del Fe,
hacia una mayor oxidación del mismo a lo largo
de la secuencia, lo que debería ser compatible
con un aumento de la fugacidad de oxígeno en
la pegmatita, acaso por un proceso de
exsolución de fluido. Estos cambios deben
acontecer posteriormente a la formación de los
grandes cristales de fosfatos de las zonas
intermedias.
No obstante, los feldespatos de las dos
primeras zonas intermedias tienen colores
rojizos, sugiriendo una cierta cantidad de Fe3+
en el entorno. En cambio, en la tercera zona
intermedia el feldespato es claro, por lo que
tal vez las condiciones ya no eran tan oxidantes.
Por consiguiente, la alteración de los
fosfatos debería producirse dentro de la
secuencia de cristalización de cada una de las
zonas intermedias, y debería responder a algún
proceso de tipo cíclico, puesto que se repite
en el tiempo en las primera,segunda zonas
intermedias y en la zona de pared.
En cambio, el reemplazamiento de los
fosfatos de Li y de la heterosita por alluaudita
sí parece estar claramente asociado con los
fenómenos de albitización, puesto que las
zonas más reemplazadas a alluaudita se dan
donde los cristales de trifilita/ferrisicklerita/
purpurita están asociados con zonas con albita
sacaroidea de las vetas de albita.
La formación de fosfatos secundarios y
de óxidos e hidróxidos de hierro y manganeso
durante los estadios de meteorización no se
ha tenido en cuenta en la secuencia, puesto que
no tienen ninguna relación con la petrogénesis
de la pegmatita.
Por tanto, proponemos que el proceso de
cristalización de la pegmatita se lleva a cabo
en una serie de estadios:
* estadio I, de cristalización de las zonas
de borde, con cristalizaciones simultáneas;
* estadio II, de cristalización de la zona
de pared, con cristalizaciones esencialmente
simultáneas de asociaciones de afinidad
granítica, rica todavía en boro;
* estadio III, de cristalización de la
primera zona intermedia, en desequilibrio, con
profusión de minerales esqueléticos, rica en
fosfatos;
* estadio IV , de cristalización de la
segunda zona intermedia, en que se repite el
proceso de cristalización de la primera zona,
con cristales gigantes de fosfatos y con la
aparición de abundante columbita;
* estadio V , de cristalización de la tercera
zona intermedia, con abundante feldespato
potásico blanco, en condiciones menos
oxidantes;
* estadio VI, de cristalización del núcleo
de cuarzo;
*estadio VII, de formación de vetas
albíticas y reemplazamientos albíticos en las
zonas intermedias; reemplazamiento de los
fosfatos primarios por fosfatos alcalinos y de
la columbita por fases ricas en T a;
* estadio VIII, de retrogradación a vetas
de cuarzo-moscovita con asociaciones tipo
greisen, con alteración más ácida de las
unidades intermedias.
285 8.1. Estructura y mineralogía
MINERAL
Estadio-I Estadio-II Estadio-III Estadio-IV Estadio-V Estadio-VI Estadio-VIII
Estadio-VII
PRIMERA ZONA
INTERMEDIA
ZONA
SEGUNDA ZONA INTERMEDIA
TERCERA Z.
INTERMEDIA
VET AS CUARZO
-MOSCOVIT A
VET AS
ALBÍTICAS BORDE
P ARED
Microclina
Albita
Cuarzo
Berilo blanco
Moscovita
Montebrasita
Elbaíta
Columbita
Albita
Cuarzo
Elbaíta
Moscovita
Montebrasita
T antalita
Cuarzo
Elbaíta
Moscovita
Montebrasita
T antalita
Microlita
Apatito
Gahnita
Cuarzo
Microclina
Albita
Cuarzo
Moscovita
Apatito
T rifilita
Ferrisicklerita
Heterosita
Alluaudita
Berilo verde
Columbita
T antalita
Albita
Moscovita
Cuarzo
Microclina
Chorlo
Almandino
Apatito
T rifilita
Moscovita
Cuarzo
T urmalina
Microclina
Albita
Cuarzo
Moscovita
Berilo verde
Zircón
T rifilita
Ferrisicklerita
Heterosita
Alluaudita
Montebrasita
Apatito
Columbita
T antalita
Microlita
Estibiomicrolita
Uranomicrolita
Litiomicrolita
Plumbomicrolita
T apiolita
Ixiolita
Uraninita
Casiterita
NUCLEO
F igura 8.1.134: Secuencia de cristalización en las pegmatitas de tipo IV (berilo-columbita- fosfato).
293 8.2. Geoquímica mineral
K/Rb
Rb(ppm)
K/Rb
Cs(ppm)
K/Rb
Ga(ppm)
K/Rb
Li(ppm)
0 2000 4000 6000
0
100
200
300
20
300
0 2000 4000 6000
0
100
200
300
0 200 400 600
0
100
200
300
0 50 100 150 200
0
100
200
300
Moscovita de las pegmatitas de tipo IV
Zona de bor de
T er cera zona intermedia
Segunda zona intermedia
Primera zona intermedia
Los valor es > 2000 ppm de Rb y > 100 ppm de Ga han sido analizados por fluor escencia de rayos X
Figura 8.2.5. Repr esentación de las composiciones de elementos traza significativos en cristales
de moscovita de las pegmatitas de tipo III del campo de Giraúl, en función de la parte de la
estructura interna de la pegmatita muestr eada (en la zona de bor de, en la primera, segunda y
ter cera zonas intermedias). Análisis obtenidos mediante FRX, ICP-MS e INAA.
En general, el contenido de P en la
moscovita es bajo, mucho más bajo en la zona
de borde (sólo 0,02 %) y aumenta ligeramente
en las zonas intermedias hasta el 0,1 %),
valores bajos si se tiene en cuenta que estas
pegmatitas son las más ricas en P de campo,
especialmente en la segunda zona intermedia,
donde también son ligeramente más altos los
valores de P .
Plomo
Como cabe esperar , existe una correlación
positiva de Pb frente a la relación K/Rb, pero
sólo queda patente por el fuerte salto negativo
desde la zona de borde (15 ppm) hasta las
zonas intermedias (alrededor de 1 ppm en
todos los casos, aunque con los valores más
bajos en la segunda zona intermedia).
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