ANÁLISIS ESTRUCTURAL SIN-ARCO: UNA HERRAMIENTA IMPRESCINDIBLE ENLA EVALUACIÓN METALOGÉNICA DE CUBA CENTRO-ORIENTAL

Carbeny Capote Marrero Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de LaHabana. 11000 Cuba. E-mail: carbeny@igp.minbas.cu RESUMEN Algunas ocurrencias de oro epitermal y en venas y de metales base son conocidas dentro del arco cretácico de laregión centro oriental de Cuba, un área de investigación tradicional para cualquier evaluación de potencial mineralmetálico nacional. Sin embargo, los factores regionales envueltos en la formación de menas de arco no estánclaramente establecidos para desarrollar aquí, con efectividad, este tipo de investigación.Los rasgos regionales estructurales y magmáticos relacionados con la formación de menas de arco fueronreinterpretados mediante el uso de información geológica, geofísica y de teledetección. La mineralización endógeneade arco está asociada con el magmatismo tardío (Campaniano inferior) de composición ácido-media, desarrollado enlas intersecciones de fallas sin-arco de direcciones NE, WNW and N-S. En el caso de la mineralización de oroepitermal, se encuentra vinculada también a fallas anulares, una parte relacionada con la existencia de calderas. Lasocurrencias de oro en venas y cobre porfídico están relacionadas con el desarrollo de aparatos hipabisales o sub-volcánicos. Además, fueron detectadas las firmas de las estructuras sin-arco regionales, resultando en un mapamagmático-estructural, en el cual se muestran también los principales rasgos estructurales post-arco.Uno de los principales resultados de este trabajo fue identificar algunas nuevas estructuras volcánicas e hipabisales,incluso bajo la cobertura sedimentaria cenozoica. Asumiendo que estas estructuras pudieran hospedar similaresocurrencias, esto representaría un considerable incremento del área para las prospecciones aurífera y de metalesbase. ABSTRACT Several epithermal and vein gold and base metal occurrences are known within Cretaceous arch, in Center-Easternregion of Cuba, a classical target of any metallic potential assessment developed in the country. However, the regionalfactors involved in arch ores formation are not clearly established to realize here, effectively, such type of research.Regional structural and magmatic features involved in arch ore formation were reinterpreted using remote-sensing,geological and geophysical information. The endogenous arch mineralization is associated with late (LowerCampanian) acid-medium magmatism developed at the junction of NE, WNW and N-S syn-arch faults. In the case ofepitermal gold mineralization, this is associated also to ring faults, a part related to calderas. Vein gold and porphyrycopper ocurrences are related to the development of hypoabissal or subvolcanic structures. Moreover, signatures ofsyn-arch regional structures were detected, resulting in a magmatic-structural map, which also shows several ofmajor post-arch structural features.As one of the main results of this work, several new volcanic and hypoabissal structures were identified, even underCenozoic sedimentary cover. Assuming that these structures could host similar ocurrences, this will represent a tenfoldincrease in the area presently considered for gold and base metal exploration of the territory.

INTRODUCCIÓN El desarrollo económico de Cuba exige la reevaluación urgente del potencial mineral de grandes porciones de suterritorio. Para esto, resulta imprescindible el mejor conocimiento de la relación existente entre las estructurassingenéticas y la mineralización endógena en los diferentes ambientes oceánicos presentes en el Archipiélago.

El arco de islas volcánicas del Cretácico en Cuba Centro-Oriental constituye una de las áreas más favorables para lalocalización en el País de nuevas reservas de oro y de metales base (Escobar et al. 1988, López-Kramer et al. 1990,Cabrera et al. 1990, Escobar 1994, Pimentel y al. 1994). El estudio cubrió casi la totalidad de esta área, unos 14.000Km2 extendidos entre las ciudades de Ciego de Ávila y Las Tunas.Antes de 1959 habían sido encontradas en el territorio diversas ocurrencias de oro e hierro, parte de las cuales fueexplotada a pequeña escala. En el período 1970-1993 se cubrió el 70 % de su superficie con mapeos geológicos aescalas 1:50.000 y 1:100.000, acompañados de prospección regional de metálicos. En las áreas consideradas como lasmás adecuadas, resultantes de esos trabajos, fueron desarrolladas prospecciones a escalas 1:25.000, 1:10.000 y otrasmayores, no encontrándose en ese período ningún nuevo yacimiento. Sin embargo, estudios hechos recientemente endiversos sectores descartados con anterioridad por algún tipo de prospección, han permitido descubrir pequeñosdepósitos de oro y plata. Comúnmente, se explica el por qué de estos recientes hallazgos ccn los siguientesrazonamientos. Uno de ellos, porque actualmente están disponibles mejores tecnologías en la perforación, geofísicaprospectiva, análisis químicos y otros métodos. Y el segundo, por el hecho de que mineralizaciones antes noaprovechables ahora sí lo son en virtud de la existencia de mejores tratamientos de beneficio y de precios mayores enel mercado internacional. Sin dudas, esas son realidades e influyen, pero, un factor que generalmente no se toma encuenta y que es absolutamente vital reconocerlo, y resolverlo, es el hecho de que aún falta una convenientecomprensión de los factores magmáticos y estructurales envueltos en la formación de la mineralización endógena dearco. El estudio de este tema forma parte de una tesis de doctorado (Capote 1999), constituyendo este trabajo unresumen de la misma. MATERIALES Y MÉTODOS La comprensión de los factores magmáticos y estructurales envueltos en la formación de la mineralización endógenade arco en el territorio requiere comenzar obligatoriamente el estudio por un profundo estudio bibliográfico. Pues,resulta enorme la cantidad de estudios directos e indirectos pretéritos que abordan, desde los más diversos puntos devista metodológicos e interpretativos, la estructura, el magmatismo y la mineralización de todo el territorio o de unaparte de él. El hecho de que un 96 % de toda esa información se encuentra inédito, dificulta considerablemente suexamen. Asimismo, la gran cantidad de datos e interpretaciones obliga, primero, a una fuerte discriminación, destinadasobre todo a descartar la reconocible como post-arco y, a continuación, realizar la generalización de los diferentestipos de datos que irán al análisis. Análisis que debe ser lo más multivariado posible, a lo cual contribuyen en granmedida la aplicación de la teledetección y la fusión de datos directos e indirectos.En 1992, Capote et al. revelan algunos rasgos regionales estructurales y magmáticos sin-arco en Cuba Centro-Oriental,por la reinterpretación de los mapas regionales publicados en la época mediante el uso de datos aeromagnetométricos yaero-gammaespectrométricos y de aero-mosaicos fotográficos pancromáticos y fotos cósmicas multizonales. En 1998,Pérez et al. presentan una interpretación tectónico-estructural de los datos geofísicos en la región Ciego-Camagüey-Las Tunas, mediante la cual añaden nuevos datos sobre estructuras anulares y rectilíneas, inferible una parte comorasgos sin-arco. El método desarrollado para este estudio es una reinterpretación de la información geológica, geofísica y geoquímica

disponible, centrada en el uso de la teledetección. Como regla, se examinaron primero los sectores ya sujetos aprospección detallada seleccionados como patrones de mineralización, para posteriormente pasar al análisis regional.De esta forma se aplica así la máxima del conocimiento de partir de lo más conocido hacia lo menos conocido. La víaescogida para aproximarse a los rasgos estructurales del arco fue la firma, o sea, aquel conjunto de criterios eindicadores que caracteriza la ocurrencia y evolución de un elemento, sub-sistema o sistema estructural. A seguir, lasetapas del método aplicado:I - Análisis bibliográfico y levantamiento de datos.II -Generalización y georeferenciamiento de la información anterior.III -Procesamiento digital de imágenes.IV -Interpretación de imágenes.V -Análisis de sectores patrones.VI -Análisis regional.VII -Trabajo final.

Las imágenes utilizadas básicamente fueron las tomadas por el sensor Thematic Mapper, del Landsat-5, usándosecomo procesador de imágenes el programa ER-Mapper, versión 5.5 para PC. El desarrollo de un relieve casi plano enel 90 % del territorio se relaciona con la ocurrencia de cuatro factores complejos que enmascaran fuertemente elsubstrato: 1 -Escasez de texturas naturales indicadoras. 2 -Perfil de intemperismo bien desarrollado, con suelos cubiertos por vegetación (artificial o natural) todo elaño.3-Rasgos antrópicos. 4 -Pequeñas dimensiones de algunos objetos geológicos (tectolineamentos estrechos y cortos, diques, algunostipos de mineralizaciones, áreas de afloramientos). Por tanto, el procedimiento desarrollado en el procesamiento fue dirigido, básicamente, al aumento de la informaciónde las imágenes en el paisaje aplanado. Las técnicas de procesamiento aplicadas fueron, fundamentalmente,composiciones a color entre bandas, divisiones y componentes principales, así como clasificaciones no supervisadas.Fueron usadas dos escenas TM-5, la Cuba 12, que cubre el área Sibanicú-Tunas y la Cuba 13, de Ciego a Sibanicú,registradas en las fechas: 8/15/93 y 1/29/94, respectivamente. La primera corresponde al período lluvioso (mayo-octubre) y la segunda al período seco (noviembre-abril). El criterio fundamental para la selección de las imágenes fueque el porcentaje total de nubes en el registro fuese menor de 5 %.Los datos integrados a las imágenes son de naturaleza geológica, geomorfológica, geoquímica y geofísica. Los denaturaleza geológica provienen de los mapas regionales geológico (Academia de Ciencias de Cuba et al. 1988) ytectónico (Pushcharovsky et al. 1989), los geológicos y geoquímicos proceden de los mapas de los levantamientos conprospección acompañante, a escalas 1:50.000 y 1:100.000 (Piñero et al. 1995, Shevchencko et al. 1979 entre otros), yde los mapas de diferentes trabajos de prospección, a escalas grandes. Los geofísicos fueron tomados de los mapasaero-magnéticos y aero-gammaespectrométricos IGP (1991), Llufriú et al. 1994) y de las prospecciones a escalasgrandes. Los datos geomorfológicos provienen del examen de las propias imágenes TM.La integración de datos fue realizada por dos vías. Una, está basada en técnicas de procesamiento de imagen, talescomo la transformada HSI, y la creación de vistas 3D y de isolíneas, aplicándose en el caso de disponerse de los datosoriginales en formato digital, lo cual quedó restringido a la información del campo magnético (Dt). La otra vía, estuvobasada en la creación de un mapa de indicadores geológicos, geomorfológicos, geofísicos y geoquímicos y lasuperposición de las interpretaciones hechas en el mismo, sobre las imágenes de teledetección. RESULTADOS Y DISCUSIÓN La reinterpretación de los sectores patrones permitió establecer regularidades estructurales y magmáticas dedistribución comunes entre ellos, la mayoría no reflejada o inferible en los mapas provenientes de las prospeccionespretéritas. Por ejemplo, en tres de las ocurrencias de oro epitermal: Gaspar (sulfato-ácido), Golden Hill (sulfato-ácido)y Jacinto (adularia-sericita), se observó una estrecha relación de todas con el fallamiento sin-arco y la existencia deestructuras volcánicas o de morfoanomalías anulares (fig. 1). En Capote (1999) pueden encontrarse lasinterpretaciones de los trabajos de prospección originales, así como más detalles de la reinterpretación de los sectores.

Como resultado de la reinterpretación de todos los sectores patrones del territorio y del estudio del modelo deformación dado para el depósito Jacinto (Simon et al. 1999) se arribó al siguiente modelo para la mineralizaciónendógena de arco en el territorio Ciego-Tunas:¨La mineralización endógena se encuentra asociada al magmatismo tardío del arco (Campaniano inferior),desarrollado en zonas de cruzamiento de fallas sin-arco NE, ONO y N-S. La mineralización aurífera epitermalvincúlase a fallas anulares, una parte debida a calderas, mientras que el oro en venas, el cobre porfírico y elhierro escarnítico relacionanse con el desarrollo del magmatismo hipabisal y el sub-volcánico¨ (fig. 2).

Los tectolineamentos sin-arco son reconocibles por una peculiar firma, compuesta por parte-aguas locales, ejespositivos y negativos del campo magnético residual, así como por el control de diferentes facies del magmatismo.Fueron también reveladas las firmas de estructuras volcánicas, sub-volcánicas e hipabisales. Esas se caracterizan, engeneral, por la coincidencia espacial de morfo-anomalías anulares del drenaje con ejes curvos, positivos o negativos,del campo magnético residual, así como por la interpretación u ocurrencia en el lugar de las litologías típicas.El conocimiento y la cartografía de los rasgos estructuro-magmáticos regionales que controlan la mineralizaciónmetálica de arco, contribuyen decisivamente para mejorar las futuras evaluaciones metalogenéticas indicadas para esteambiente tectónico en Cuba Centro-Oriental, pues se pueden marcar nuevas áreas favorables (fig. 3). Por esta vía, elacceso a la mineralización buscada es hecho a través del conocimiento de la arquitectura geológica a la cual pertenece,lo que ofrece mucho más indicadores para su localización. Tradicionalmente, el objetivo principal del estudio ha sidola mineralización en sí, cuyas pequeñas dimensiones junto con el extremo grado de enmascaramiento presentado, hanconstituido grandes obstáculos para su localizaciónEl fallamiento transcurrente ocurrido durante la orogenia en Cuba Centro-Oriental fue más complicado de lo que sepensaba. Junto con las reconocidas fallas siniestras de dirección NE, generándose también rupturas N-S,probablemente diestras. (fig. 3).El fallamiento neotectónico, de dirección general NW, constituye un factor extremadamente importante en ladeformación de las estructuras pretéritas, detectándose por el estudio numerosos tectolineamentos representantes deeste sistema, tanto de naturaleza supracortical, como cortical. (fig. 3)

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Fig. 3. Esquema magmático-estructural del arco cretácico en el territorio Ciego-Tunas y localizaciónde nuevas áreas de favorabilidad metalogénica.

CONCLUSIONES El autor espera haber demostrado que el desarrollo de una reevaluación de potencial mineral endógeno en el arcocretácico de Cuba Centro-Oriental necesita de estudios propios estructurales destinados a la revelación de lasestructuras sin-arco. Sólo de esta forma será posible encontrar la relación entre estructura y mineralización. En estesentido, la determinación de las firmas de los elementos estructurales y estructuro-magmáticos resulta una eficaz vía deestudio.No obstante, resulta necesario puntualizar que el estudio temático realizado significa sólo un primer paso en laevaluación del potencial mineral del territorio Ciego-Tunas. Posteriores trabajos de reconocimiento basados en unprocedimiento similar pero a mayor escala deben definirle a la prospección detallada los sectores más favorables parametales preciosos y base.Tomando en consideración que existen otras áreas del País donde hace falta reevaluar urgentemente su potencial metalogénico, resulta recomendable pensar para futuras estrategias prospectivas en la conveniencia de la inclusión desimilares trabajos de reconocimiento preliminar de estructuras singenéticas. BIBLIOGRAFÍA Academia de Ciencias de Cuba. Instituto de Geología y Paleontología. Mapa geológico de Cuba, a escala 1 : 250 000. [URSS? : s.n.], 1988.Otros autores: Instituto de Geología de la Academia de Ciencias de Polonia. Instituto Estatal de Geología de Hungría.Instituto de Geología de la Academia de Ciencias de la URSS. Instituto de Geología y Paleontología de la Academiade Ciencias de Cuba. Instituto de Geología de la Academia de Ciencias de Bulgaria. Cabrera, R et al. 1990. Mapa metalogénico-pronóstico de la República de Cuba, a escala 1: 500 000 / Instituto deGeología y Paleontología. -- 1990.Archivo IGP. Capote, C. 1999. Análise do controle estrutural metalogênico em Cuba Centro-Oriental, com base em dadosintegrados. -- 222 p.Tésis (doctor )-Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 1999. Capote, C., et al. 1992. Rasgos estructurales en los arcos de islas de Cuba. – En: Conferencia Geológica del Caribe(13. : 1992 : Pinar del Río). 13va Conferencia Geológica del Caribe. Resúmenes. -- Pinar del Río : [s.n.], 1992. -- p.104. Escobar, E. 1994. Mineralización de metales básicos y preciosos, asociados al arco volcánico cretácico de la regiónCiego de Ávila -Camagüey-Las Tunas. -- En: Congreso Cubano de Geología y Minería (2. : 1994 : Santiago de Cuba).II Congreso de Geología y Minería. Programas y resúmenes. -- Santiago de Cuba : [s.n.], 1994. -- p. 96.

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SOBRE LA EVOLUCIÓN Y EL PAPEL MINERAGÉNICO DEL FALLAMIENTO EN EL TERRITORIO MATANZAS-TUNAS

Carbeny Capote MarreroInstituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de La Habana. 11000 Cuba. E-mail:carbeny@igp.minbas.cu RESUMEN El análisis integrado de datos geológicos, geofísicos y de teledetección permite hacer una nueva aproximación a la evolución del fallamiento del territorio,así como a su significado mineragénico.Durante toda la formación del arco estuvieron activas fallas regionales de direcciones WNW, NE y N-S. El comportamiento general de las fallas WNW fuedistensivo, teniendo buena parte un desarrollo cortical. El comportamiento general de las fallas NE y N-S fue transtensivo, con componentes transcurrentessiniestros y diestros(?), respectivamente. Grandes rupturas transtensivas NE fueron límites paleogeográficos y paleotectónicos internos y, consecuentemente,entre zonas metalogénicas. Las intersecciones de las tres direcciones están asociadas a importantes zonas de mineralización metálica vulcanógena en CubaCentral y Centro-Oriental.En la orogenia, el fallamiento fue más complicado de lo que se pensaba. Su primera fase (campaniano medio-eoceno inferior(?)) se caracterizó por laformación de fallas transcurrentes de direcciones NE (siniestras) y N-S (diestras?), y cabalgamientos WNW. Las fallas NE y sus intersecciones con las N-Sestán estrechamente asociadas a los campos gaso-petrolíferos de Matanzas y Cuenca Central. En la orogenia tardía, (eoceno medio?), una gran parte de loscabalgamientos pretéritos pasó a la transcurrencia (diestra?), formándose zonas de cizallamiento que determinan grandes volúmenes de estéril en rocasútiles para áridos de construcción.En el neoautóctono se reactivó una parte de las fallas transcurrentes WNW, con comportamiento esta vez transtensivo, generándose también otras similares.Estas fallas jugaron un papel esencial en la formación de depresiones internas, muy favorables para la localización de bentonita y paligorskita. ABSTRACT Integrated analysis of remote sensing, geological and geophysical data resulted in a new approach to evolution and mineragenical meaning of faulting in theterritory.During all arch formation regional faults of WNW, NE and N-S directions were active. General behavior of WNW faults was distensive, having most of them acrustal development. The general behavior of NE and N-S faults was transtensive, with sinistral and dextral(?) horizontal components, respectively. Major NEfaults were paleogeografic and paleotectonic internal limits of arch and, consequently, between metalogenic zones. Junctions of NE, WNW and N-S syn-archfaults are associated to important metallic arch mineralizations in Center and Center-Eastern Cuba.In the north Caribbean orogeny the faulting development was more complex than most geologists thought. The early phase (middle campanian-early eocene(?)) was characterizated by the formation of transcurrent NE (sinistral) and N-S (dextral?) faults, and WNW overthrusts. NE faults and their junctions with N-Sones are closely related to oil fields in Matanzas province and central basin. During the late orogeny (middle eocene?), an important part of overthrust faultsevolved to transcurrent behavior, generating large stress zones that determine great volumes of useless material within rocks evaluated like positive tobuilding materials.From late eocene to Recent a part of WNW transcurrent faults was reactived, this time with a transtensive behavior, being formed new similar ones too. Thesefaults played an essential role on internal depressions formation, very favorable to bentonite and paligorskite accumulations. roll on internal depressionsformation, very favorable to bentonite and paligorskite accumulations. INTRODUCCIÓN Sin dudas, el nivel de conocimiento obtenido en las últimas dos décadas sobre la composición y estructura de la faja plegada cubana resulta elevado. Laindiscutible relevancia de esos resultados y la real importancia de la fase orogénica dentro de la historia geológica del territorio han influido en la idea,sustentada por muchos, que poco se puede acrescentar a la comprensión estructural del archipiélago. Sin embargo, un gran problema que persiste a la hora derealizar en Cuba una evaluación de potencial mineral regional está en disponer de aquella información sobre el fallamiento que realmente se necesita para elestablecimiento del control de la mineralización a investigar. Este trabajo discute la factibilidad en Cuba de lograr un primer acercamiento mineragénico alfallamiento regional a partir de la información disponible, así como la necesidad imperiosa de tener una visión propia sobre el asunto a la hora de enfrentaruna evaluación.

MATERIALES Y MÉTODOS En su esencia, el estudio es un análisis de datos integrados donde pueden distinguirse tres etapas en su ejecución. Las dos primeras son de naturalezabibliográfica: 1 -compilación de trabajos tectónicos y estructurales regionales (a escala 1:250.000 o menores) y 2 -compilación de la informaciónestructural de mapas a escalas 1:50.000-1:100.000 y mayores, confeccionándose en el segundo caso un mapa mosaico. En la tercera etapa se puedenencontrar tanto aspectos compilativos como de generalización. Los compilativos consisten en la realización de un mosaico con trabajos de análisis integradosque han tenido como objetivos el estudio del fallamiento y diversos aspectos de su significado mineragénico (Capote 1999, 2000a-b-c). Mientras, los degeneralización comprenden:A) Interpretación de lineamientos en los mapas aero-magnéticos (Lufriú et al. 1994) y gravimétricos (Bueno et al. 1992; Fuentes et al. 1999).B) Integración sobre imágenes, por la vía visual, de la información de la etapa 1 y de los mapas mosaicos de las etapas 2 y 3, junto con los lineamientosobservados en los mapas geofísicos. En Cuba Central y Centro-Oriental, las imágenes provienen del Landsat-5, mientras que en Matanzas se utilizaronmosaicos aéreos pancromáticos. Las composiciones RGB de principales componentes de las 6 bandas de reflexión del Landsat-5 fueron las más usadas, conpreferencia las PCs 1, 2, 3 y 4, siguiéndose el procedimiento diseñado por Capote (1999). C) Análisis final. Para el mismo, se aplicó la firma estructural, o sea, aquel conjunto de criterios e indicadores que caracterizan la ocurrencia, la evolución y la

morfo-cinética de un elemento, sub-sistema o sistema estructural (Capote 1999).

RESULTADOS Y DISCUSIÓN.

Tendencia discreta de anomalías geoquímicas, exógenas y endógenas. La figura 1 muestra un resumen del último trabajo de tectónico-estructural publicado.En ella, las fallas más relevantes del archipiélago presentan, fundamentalmente, direcciones WNW (cabalgamientos) o NE (transcurrentes siniestras). Talarreglo geométrico-genético representa una situación típica de fallas transferentes formadas en un ambiente compresivo del tipo faja plegada, bien definida enla literatura sobre tectónica transcurrente. Sin embargo, los resultados de la interpretación de imágenes de satélite de primera generación (Pérez 1989) y de lainterpretación conjunta de aquellas con los mapas de los campos regionales gravimétrico y magnético (Bush y Sherbakova 1986, Capote et al. 1989) reflejan laexistencia en toda la superficie del archipiélago de una gran cantidad de tectolineamientos de direcciones NE, N-S, NW y WNW, indicando así que laformación de las fallas regionales, inclusive las generadas dentro de la orogenia norte-caribeña, no obedece a un esquema tan simple como el presentado en lafigura 1. Esta compleja visión general obtenida mediante los métodos indirectos es corroborada y complementada al compararse con el mosaico de los mapasgeológicos a escalas medias (1:100.000-1:50.000) y mayores (fig. 2), el cual refleja también la ocurrencia de numerosas rupturas de diferentes direcciones,pero esta vez argumentadas en buena parte por datos directos de campo. Las figuras 3 y 4 resumen el trabajo de análisis hecho, presentándose a continuaciónalgunos comentarios generales.

Fallamiento sin-arco: Durante toda la formación del arco cretácico estuvieron activas fallas regionales de direcciones WNW, NE y N-S. Sus firmas puedenresumirse en:· Control del magmatismo hipabisal, de la mineralización, de la alteración endógena y del vulcanismo. Trazo sinuoso en el mapa, siendo los más deformados

los elementos WNW e N-S.· Sobre el elemento pueden ocurrir parte-aguas locales. Control global del drenaje de mayor orden. Alineamiento de cortas y estrechas cadenas de micro-

elevaciones.· Alineamiento de anomalías del campo magnético, positivas y negativas, y de anomalías de potasio ganma. Las fallas WNW tuvieron un caracter abierto y un alcance profundo durante toda su evolución, controlando gran parte del magmatismo intrusivo, sub-volcánico y volcánico así como las alteraciones y mineralizaciones asociadas. Grandes rupturas transtensivas NE, con transcurrencia predominantementesiniestra y formadas por cambios en el ángulo y la velocidad de la subducción, sirvieron de límites paleogeográficos y paleoestructurales internos del arco(Ianev et al. 1993) y, consecuentemente, entre zonas metalogénicas. Esto indica un comportamiento transformante de estas rupturas de primer orden, comoresultado de variaciones en las velocidades y el ángulo de la subducción (fig. 4-A). Estas rupturas principales y una parte de las secundarias de igualtendencia controlaron también localmente el magmatismo hipabisal y volcánico, y las mineralizacones y alteraciones asociadas. Grandes rupturas N-Stranstensivas, diestras, formaron un par genético con las en (fig. 4-A). Las intersecciones de las tres direcciones regionales de las rupturas sin-arco estánasociadas a importantes zonas de mineralización epitermal del territorio Ciego-Tunas, así como a sectores de sulfuros masivos en Cuba Central (fig. 3).

Fallamiento pos-arco: Luego de la extinción del arco estuvieron también activas fallas regionales de direcciones WNW, NE y N-S. Sus firmas son resumidasa seguir. Cabalgamiento orogénico (WNW):·Inversiones del perfil, amplias zonas de cizallamiento, ángulo bajo del plano, plegamientos intensos, trazos sinuosos. Escarpes residuales y “zonas dehumedad” sinuosas en el paisaje.·En los campos magnético y gravimétrico: lineamento por desplazamiento o e interrupción de anomalías, gradientes e inflexiones; contraste a un lado y otrode límite suavemente curvo. Fallas verticales de ángulo abrupto (>45º).Las fallas NE (transtensiva siniestra) y N-S (transtensiva diestra?):·Control local o regional de la sedimentação en las cuencas superpuestas y en la cobertura cenozóica. Dislocamiento de estructuras pretéritas. Pliegues dearrastre. Trazos rectos.·En el paisaje, control nítido del drenaje de cualquier orden y bordes rectos en la configuración del litoral; reiteración en el desvío del rumbo de los ríosprincipales. En los campos gravimétrico y magnético presentan rasgos semejantes a los de las fallas de cabalgamiento, pero mejor expresados y siendogeneralmente el límite rectilíneo.Las fallas WNW de ángulo abrupto (transtensivas diestras?):Control local o regional de la sedimentación en la cobertura cenozoica. Dislocamiento de una parte de las fallas pos-arco NE y N-S. Trazos rectos. En elpaisaje presentan rasgos semejantes a los de las fallas pos-arco NE y N-S, pero mejor expresados. En la gravimetría y la magnetometría presentan rasgossemejantes a las fallas pos-arco NE y N-S. En la orogenia, el fallamiento fue más complicado de lo que muchos pensaban. En la primera fase de su desarrollo (cretácico superior (campaniano medio)-eoceno inferior(?), junto con las reconocidas fallas transcurrentes siniestras de dirección NE y de cabalgamiento de dirección WNW se formaron tambiénelementos regionales de tendencia N-S, diestros, los cuales conformaron con los NE un par conjugado principal (fig. 4-B). Capote (1999) opina que un factordeterminante en la migración vertical y el entrampamiento de los hidrocarburos de los campos gaso-petrolíferos de Vía Blanca-Jaruco, Varadero y Cuenca

Central lo es la fracturación intensa vinculada a la formación de las rupturas transcurrentes NE y N-S. En las áreas de Puerto Escondido, Cárdenas Este y elnoreste de Pina se encuentran sectores de intersecciones de fallas NE y N-S que pueden ser de interés para las actuales investigaciones petroleras (f ig. 3). Alfinal de la orogenia (Eoceno Medio(?)), hubo un cambio en la dirección de los esfuerzos principales pasando al régimen transcurrente, con movimiento posiblemente diestro, una gran parte de las fallas de cabalgamiento generada durante la primera fase de la orogenia (fig. 4-C). A esta transcurrencia se asociangrandes zonas de cizallamiento existentes entre las secuencias de margen continental y la faja ofiolítica, así como diferentes periclinales grandes localizados eneste contacto. Estas zonas de cizallamiento determinan grandes volúmenes de estéril en rocas carbonatadas y ofiolíticas útiles para áridos de construcción (fig.3).En el período neoautóctono se reactivó una parte de las fallas transcurrentes WNW (fig. 4-D), esta vez con un comportamiento transtensivo, generándosetambién otras de similares características. Estas fallas jugaron un papel fundamental en la formación de la depresión Puerto Padre, muy favorable para lalocalización de bentonita y paligorskita, entre otras materias (fig 3).

CONCLUSIONES La mineralización del arco cretácico, las acumulaciones gaso-petrolíferas y varios minerales industriales se relacionan estrechamente con la historia disyuntivadel territorio. Este resultado muestra la conveniencia de disponer de similares interpretaciones en futuras evaluaciones de potencial en el área, aunque a mayorescala y especializadas por tipo de mineral. Para esto, la adquisición de imágenes de radar, el completamiento de las Landsat-5 y el desarrollo de los estudiosmicrotectónicos y de análisis cuantitativo de fracturación serían pasos muy importantes. Ciertamente, quedan muchos elementos por discutir y precisar sobreeste tipo de estudio. El autor se sentiría muy complacido si este fuera considerado un paso previo al imprescindible debate. BIBLIOGRAFÍA Bueno, I., et al. 1992. Trabajo temático-productivo para la generalización de los datos gravimétricos de Cuba Central / I. Bueno ... [et al.] ; EmpresaGeominera del Centro. -- 1992.Archivo ONRM. Bush, W. A., I. N Sherbakova. 1986. Nuevos datos sobre la tectónica profunda de Cuba. Geotectonics (3) : 24-43; 1986. Capote, C. 2000a. Interpretación estructural de las ofiolitas de Cuba Centro-Oriental en imágenes TM-5. En: Proyecto temático. Petrología y recursosminerales de las ofiolitas de Cuba Centro Oriental / C. Capote ; Instituto de Geología y Paleontología. -- 2000. Archivo IGP. Capote, C. 2000b. Interpretación estructural fotogeológica y geofísica de las ofiolitas de Habana-Matanzas. En: Proyecto Temático 30. Petrología y recursosminerales de las ofiolitas de Habana-Matanzas / C. Capote ; Instituto de Geología y Paleontología. -- 2000. Archivo IGP.

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TECTÓNICA DEL ARCO VOLCÁNICO CRETÁCICO EN CUBA CENTRAL Guillermo Millán(1)

Carlos Pérez(2)

Dora García(3)

Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de LaHabana. 11000 Cuba.E-mail:(1) igp@igp.minbas.cu (2) carlos@igp.minbas.cu (3)dora@igp.minbas.cu

RESUMEN En el territorio de Cuba Central el arco volcánico cretácico (AVC), aflora en una sucesión casi completa entre unaasociación ofiolítica jurásica (cinturón ofiolítico), al norte, y un núcleo metamórfico (macizo Escambray y complejoanfibolítico Mabujina), al sur. El plutón de gratinoides Manicaragua, que instruyó la sección inferior del AVC en laetapa final del vulcanismo, ocupa actualmente una posición limítrofe con el núcleo metamórfico. Todos estoselementos geológicos constituyen el eugeoclinal del cinturón orogénico, consolidado tectónicamente antes delMaestrichtiano Superior. El AVC fue deformado en el Campaniano Superior y Maestrichtiano Inferior, al ser comprimido entre el núcleometamórfico y las ofiolitas luego de su extinción. En esa época se depositó una cobertura autóctona sobre el AVC,plegada conjuntamente con las vulcanitas. Se destacan pliegues lineales de distintos órdenes y mesoplieguesapretados hasta isoclinales. El Sinclinal Seibabo tiene 37 km de largo, con su flanco norte, abrupto o invertido,cercenado tectónicamente en su límite con las ofiolitas por una falla transcurrente de edad maestrichtiana. Tambiénocurren pliegues más abiertos con tendencias a veces irregulares, los cuales podrían relacionarse con una segundaetapa de plegamiento. El AVC y su cobertura autóctona cabalgaron parcialmente hacia el norte y al sur, sobre las ofiolitas y el complejoanfibolítico Mabujina, respectivamente. Sin embargo, en la parte oriental del territorio, el intenso tectonismo ocurridoen el Paleógeno Inferior durante la colisión de eugeoclinal y el paleomargen continental de la Bahamas, enmascarólas relaciones tectónicas primarias entre el AVC y las ofiolitas. A partir del Maestrichtiano Superior se desarrollaron tres cuencas pasivas superpuestas sobre la estructuradeformada del AVC y del eugeoclinal consolidado. En Cuba Central pudieron haber actuado dos zonas de subducción cretácicas. En la más norteña se consumió duranteel Cretácico Inferior la corteza oceánica protocaribeña, cuyos restos constituyen el cinturón ofiolítico. Más al sur, lasutura entre el macizo Escambray y el complejo Mabujina, pudo haber correspondido con una zona de subducción,buzante al Norte, abortada durante la colisión de ambos complejos metamórficos en el Cretácico Superior. Aunque noexisten datos definitorios, nos inclinamos por la segunda como posible generadora del AVC en Cuba Central y que,por lo tanto, la zona de subducción septentrional debió haber abortado antes del inicio de la meridional, ocurriendoasí un salto de la subducción con cambio de polaridad. ABSTRACT In the Central Cuban region the cretaceous volcanic arc (CVA) is exposed in a virtually complete sucession to thesouth of a jurassic ophiolitic association (ophiolitic belt) and to the north of the metamorphic core (Escambray massifand Mabujina amphibolitic complex). The Manicaragua granitoidic pluton, which intruded the CVA lower sectionnearly the volcanic activity closure time, crops at a boundary position with the metamorphic core. All these geologicalelements constitute the eugeoclinal of the cuban orogenic belt.

The CVA was deformed in the Upper Campanian and Lower Maastrichtian time, been compressed between themetamorphic core and the ophiolites. At this time, an autochthonous cover was deposited and folded with thevolcanites. There are linear folds of differents ranges and closed to isoclinal mesofolds. The 37 km. long SeibaboSinclinal has a subvertical to inverted northern limb, tectonically cut by a maastrichtian strike - slip fault at theboundary with the ophiolitic belt. Also occurr more open kilometric folds wich irregular trends, which could be relatedwith a second folding phase. The CVA and its sedimentary cover were partially thrusted to the north and to the south, over the ophiolites and theMabujina complex, respectivally . In the eastern half of the territory, an intensive tectonical overprinting, related witha collision between the eugeoclinal and the Bahamas continental paleomargin in the Lower Paleogene, masked theprimary tectonical relationship between the CVA and the ophiolites. In the Upper Maastrichtian time began the development of three piggy-back basins over the deformed and erodedCVA. During the Cretaceous two different subduction zones were probably active in Central Cuba. In a northern south -dipping subduction a protocaribbean oceanic crust was consumed in the Lower Cretaceous; its remmants formed theophiolitic belt. To the south, the sutured contact between the Escambray massif and the Mabujina complex could berelated with a former north - dipping subduction, collapsed in the Upper Cretaceous by the collision of these twometamorphic complexes. Although there are not enough data to support which one was related with the CVAgeneration, we think that the second one is more sucessful to fill this purpose in this Central Cuba region. In this case,the northern subduction could has been collapsed before the beginning of the southern one with a flip in thesubduction polarity. INTRODUCCIÓN En el territorio que abarcan las provincias Cienfuegos, Villa Clara y Sancti Spíritus, se exponen, de forma excepcional,los distintos elementos geológicos constituyentes del cinturón orogénico cubano, así como los mejores afloramientosde una sucesión, virtualmente completa, de las unidades litoestratigráficas y complejos intrusivos del arco volcánicocretácico. Por ello consideramos de interés abordar algunos aspectos significativos de la estructura interna de este arcoy de sus relaciones con otros complejos rocosos; se discute, además, la cuestión acerca de la zona de subducciónrelacionada genéticamente con el vulcanismo cretácico. El arco volcánico se dispone aquí al sur de la asociación ofiolítica (cinturón ofiolítico) y al norte del núcleometamórfico ( macizo Escambray, complejo anfibolítico Mabujina y Fm. Porvenir ) del cinturón orogénico. El plutónde granitoides Manicaragua, generado durante la madurez del arco al final de su evolución, intruyó sus unidadesinferiores y ocupa una posición limítrofe con el núcleo metamórfico, envolviéndolo por todo el norte. En cuanto a posibles afloramientos relacionados con una cuenca de interarco, antearco o de retroarco, creemos que noexisten suficientes elementos que permitan confirmarlos en las exposiciones rocosas de este territorio, donde sóloparecen aflorar secuencias del arco magmático propiamente. ESTRUCTURA INTERNALa estructura interna de los afloramientos del arco volcánico al sur del cinturón ofiolítico se consideraba relativamentesimple, en comparación con la parte septentrional de Cuba Central, donde componentes de este arco y de las ofiolitasfueron plegados y escamados durante el Paleógeno Inferior conjuntamente con las secuencias del paleomargencontinental de las Bahamas (Rutten 1936; Hatten et al.1958; Ducloz y Vaugnat 1962; Meyerhoff and Hatten 1968;Knipper y Cabrera 1974; Pardo 1975; Kantchev et al. 1978). Durante el desarrollo del vulcanismo ocurrieron varios hiatos. Uno de ellos, de carácter más regional, separó dossecciones en su constitución interna ( Kantchev et al. 1978; Stanik et al. 1981; Dublan et al. 1986; Vasiliev et al. 1989)en las cuales se definen diferentes formaciones litoestratigráficas ( Díaz de Villalvilla y Dilla 1985); la inferior, que seextiende desde el Neocomiano hasta el Turoniano y, la superior, que abarca del Coniaciano al Campaniano Inferior y

culminó con la penetración intrusiva del plutón de granitoides Manicaragua. Sobre las formaciones del arco ya extinto,a veces con una discordancia estructural, se depositó una cobertura sedimentaria del Campaniano Superior-Maestrichtiano Inferior, constituyendo las formaciones Cotorro y Palmarito. La primera se trata principalmente de unafacies terrígena cartografiada por diversos autores (Kantchev et al. 1978; Vasiliev et al. 1989; Arcial et al. 1994 ),aunque su carácter de cobertura fue establecido en Linares et al. (1985). La Fm. Palmarito es un biostroma depositadoen el Maestrichtiano Inferior. Ambas formaciones fueron plegadas conjuntamente con las distintas unidades del arcovolcánico, formando un piso estructural definido. El plegamiento de las secuencias volcánicas ocurrió antes de iniciarse un nuevo piso estructural caracterizado por eldesarrollo de tres cuencas pasivas superpuestas a partir del Maestrichtiano Superior ( Cienfuegos, Santo Domingo yCabaiguán ), lo cual fue demostrado por Kantchev et al. (1978). Son usuales los pliegues lineales y braquiplieguesdecamétricos hasta kilómetros, a veces relativamente abiertos, cuyas tendencias pueden ser irregulares e inclusotransversales con respecto al plano estructural general orientado NW-SE ( Kantchev et al. 1978; Stanik et al. 1981;Dublan et al. 1986; Vasiliev et al. 1989; Zelenca et al. 1990; Vázquez et al. 1993 ). La estructura más significativa es el Sinclinal Seibabo. En correspondencia con Kantchev et al. (1978) y Vasiliev et al.(1989), éste se trata de un pliegue lineal de 37 km de longitud con cierres centriclinales bien definidos. Su traza axialcontornea al macizo serpentinítico Santa Clara, separándose de su límite por una distancia que fluctúa entre 1.5 y 4km. Su núcleo está complicado por fallas y pliegues de menor orden; en éste aflora extensamente la cobertura terrígenacampaniano-maestrichtiana ( Fm. Cotorro). El flanco septentrional del sinclinal presenta yacencias subverticales oinvertidas abruptamente al norte y aparece reducido y cercenado tectónicamente. Su flanco meridional yace hacia elnorte con ángulos generalmente medios, continuando al sur con una estructura de apariencia monoclinal hasta elmismo límite con el plutón de granitoides Manicaragua, en cuyas inmediaciones aflora la formación toleítica basalbimodal del arco volcánico ( Fm. Los Pasos, sensu Díaz de Villalvilla y Dilla 1985; Dublan et al. 1986). Stanik et al. (1981) y Dublan et al. ( 1986) destacaron la presencia de mesopliegues muy apretados hasta isoclinales enlos afloramientos de vulcanitas cretácicas expuestos entre el macizo Santa Clara y los granitoides Manicaragua. Deacuerdo con Stanik (arriba citado) estos tienen vergencia sur y a menudo se relacionan con un clivaje de fractura quepuede ser intenso. En Millán y Somin ( 1975, 1985) se señaló, que en las inmediaciones del núcleo metamórfico delcinturón orogénico, las rocas volcánicas suelen aparecer metamorfizadas en condiciones de muy bajo grado, con unclivaje intenso y recristalización orientada en las rocas tufogénicas, destacándose, además, mesopliegues muyapretados hasta isoclinales. La estructura del arco volcánico en este territorio parece ser más complicada de lo que se había supuesto, pero noexiste una adecuada representación cartográfica, ni tampoco estudios estructurales acompañantes, que permitanprecisarla. Probablemente tuvieron lugar dos fases de plegamiento. También es de presumir la existencia de unescamamiento tectónico de sus unidades, lo que parece apreciarse en algunos sectores y está en correspondencia conlos sobrecorrimientos de las vulcanitas hacia el norte y el sur ocurridos antes del Maestrichtiano Superior. Cabe señalar, que las vulcanitas cretácicas aparecen aquí más deformadas que en la región colindante al este,correspondiente a las provincias Ciego de Ávila, Camagüey y Las Tunas. Esto se debió a que el arco volcánico fuemuy comprimido, antes del Maestrichtiano Superior, entre el núcleo metamórfico y el complejo ofiolítico, obligando alplegamiento más intenso, escamamiento y cabalgamiento de sus secuencias. RELACIONES CON OTROS COMPLEJOS ROCOSOSDel análisis de la cartografía geológica de la parte occidental del territorio ( Kantchev et al.1978), se evidencia que lasvulcanitas cretácicas cabalgaron hacia el norte, sobre el complejo ofiolítico, antes de iniciarse el desarrollo de laCuenca Santo Domingo a partir del Maestrichtiano Superior, pues el substrato del extremo oriental de esta cuenca (Sinclinal Santa Clara, sensu Kantchev et al. 1978 y Mossakovskiy et al.1989) está compuesto por elementos del arcovolcánico, dispuestos tectónicamente sobre el mismo melange serpentinítico que compone al macizo Santa Clara,expuesto más al sur.

El límite meridional del macizo Santa Clara corta tectónicamente el flanco septentrional del Sinclinal Seibabo, cuyatraza axial está controlada por la configuración de ese contacto. Más al este, es usual una marcada truncaduraestructural en el límite entre vulcanitas y ofiolitas. Este cuadro sugiere la existencia de una falla transcurrente entreesos dos complejos, cuya actividad parece haber cesado antes del comienzo de la formación de las cuencassuperpuestas. De acuerdo con los datos magnéticos y gravimétricos interpretados por Manuel Pardo (comunicaciónpersonal, 1996), ésta se trata de una falla transcortical con yacencia subvertical, la cual sigue, en sentido general, ellímite expuesto entre el cinturón ofiolítico y el arco volcánico en todo el territorio. Incluso se puede trazar por debajode la Cuenca Santo Domingo, cuyos depósitos no atraviesa. En la parte oriental del territorio, los cabalgamientos originales de las vulcanitas sobre las ofiolitas fueronenmascarados por causa de un intenso tectonismo superpuesto, caracterizado por un fallamiento transcurrente siniestro( Ducloz y Vuagnat 1962; Ducloz 1989 ) y estructuras plegado escamadas con vergencia norte ( Hatten et al.1958;Meyerhoff and Hatten 1968; Knipper y Cabrera 1974 ). Este fue provocado por la colisión del eugeoclinal ( constituidopor las ofiolitas, el arco volcánico y el núcleo metamórfico), conformado y deformado antes del MaestrichtianoSuperior, con el paleomargen de las Bahamas ( zonas Remedios, Camajuaní y Placetas); este proceso se inició en elPaleoceno Superior y culminó en el Eoceno Medio (véase Pushcharovsky et al.1989), consolidando al cinturónorogénico. Existe una mezcla tectónica en el frente de colisión entre ofiolitas, vulcanitas cretácicas y los componentesde la Zona Placetas con su cuenca frontal superpuesta; estos últimos, expuestos en los núcleos de dos estructurasantifórmicas periclinales (ver Kantchev et al.1978; Mossakovskiy et al. 1989 ). Por otra parte, al sur, de acuerdo con la cartografía geológica ( Stanik et al.1981; Millán y Somin 1981; Dublan etal.1986) se conservan algunos restos de escamas tectónicas de vulcanitas no metamorfizadas dentro de la fajaanfibolítica del complejo Mabujina. Estos ocurren en pequeños graben dispuestos en el entorno del límite entre las dosmegaestructuras antifórmicas que componen al macizo metamórfico Escambray. Después del sobrecorrimiento haciael sur de las vulcanitas cretácicas sobre las anfibolitas y la consolidación del eugeoclinal, comenzó la exhumación delmacizo Escambray desde las profundidades, cuyos elementos fueron erosionados a partir del Eoceno Inferior,iniciándose el desarrollo de la Cuenca Trinidad con sus derrubios (Kantchev et al. 1978). DISPOSICIÓN DE LA SUBDUCCIÓN QUE GENERÓ AL ARCO VOLCÁNICO CRETÁCICOEn el sector de Cuba Central que nos ocupa parecen haber tenido lugar dos zonas de subducción cretácicas. En la másnorteña se consumió una corteza oceánica protocaribeña de edad jurásica, cuyos restos constituyen el cinturónofiolítico. Esta corteza fue primero metamorfizada en condiciones oceánicas de baja presión, dando lugar a unaanfibolitización intensa de los gabros y diabasas que afloran extensamente en el sector oriental (véase metamorfitasPerea, Somin y Millán 1981, Millán 1996 a ). Los bloques de eclogitas y esquistos glaucofánicos incluidos en lasserpentinitas del macizo Santa Clara (Rutten 1936; Ducloz y Vuagnat 1962; Meyerhoff ynd Hatten 1968; Pardo 1975;Kantchev et al. 1978; Somin y Millán 1981), son los representantes de esa corteza oceánica, metamorfizados encondiciones de alta presión, los cuales fueron exhumados en un melange serpentinítico desde las profundidades de lazona de subducción donde se consumió (Millán 1996). La relativa antigüedad de tal subducción, está avalada pornumerosas dataciones K-Ar de estas inclusiones de alta presión tomadas en diferentes localidades del cinturónofiolítico cubano, pues son usuales las superiores a los 100 millones de años, alcanzando hasta 128 (Iturralde-Vinent etal. 1996). Tales dataciones podrían reflejar la edad de la exhumación de este complejo de subducción que formanbloques incluidos en un melange serpentinítico. Cabe señalar, que en sectores más orientales, algunos autoresconsideraron que la génesis del arco volcánico cretácico se debió a una zona de subducción norteña buzando al sur,con el fin de tratar de explicar mejor la distribución de algunos complejos magmáticos o la estructura geológica (Belmustakov et al. 1981; Haydoutov 1984; Pentelenyi et al. 1988; Stanek y Cabrera 1992; Andó et al. 1996 ). Una segunda zona de subducción colapsada podría corresponder con el límite suturado entre el macizo Escambray(terreno exótico meridional acrecionado, en correspondencia con Pushcharovsky et al. 1989; Iturralde-Vinent 1994,1996) y el complejo anfibolítico Mabujina. Una subducción buzando al norte pudo haber evolucionado previamente ala colisión y suturación de ambos complejos en el Cretácico Superior, la que es considerada como la generadora delarco volcánico cretácico por diferentes autores (Iturralde- Vinent 1988,1994,1996; Pushcharovsky et al.1989; Millán1990; Díaz de Villalvilla et al. 1994). Los siguientes hechos, que referimos a continuación, aunque no son definitorios,podrían inclinarnos más hacia este punto de vista, al menos, para el territorio de Cuba Central.

- La formación toleítica basal del arco volcánico (Fm. Los Pasos) yace dispuesta en la parte inferior del corte, al sur;contacta directamente con el plutón de granitoides Manicaragua (Díaz de Villalvilla y Dilla 1985; Díaz de Villalvilla1988; Dublan et al.1986). - El macizo Escambray y el complejo anfibolítico Mabujina pueden tratarse de cinturones metamórficos pareados (sensu Miyashiro 1961 ), pues gran parte del primero se metamorfizó en las condiciones de alta presión propias de unazona de subducción, mientras que el segundo se generó en un ambiente de suprasubducción de presión baja a media (Millán 1996 b, 1997 ). En el límite entre el Escambray y Mabujina se conservan en algunos lugares, zonas deblastomilonitización intensa ( Somin y Millán 1981). - El complejo Mabujina y la Fm. Porvenir componen la parte externa del núcleo metamórfico del cinturón orogénico.Por sus características se tratan de típicas metamorfitas de suprasubducción, con una zonación de gradiente normal,aunque desmembrada tectónicamente (Millán 1996 b). La Fm. Porvenir constituye una estrecha y limitada faja demetavulcanitas en la facies de los esquistos verdes, dispuesta tectónicamente entre el complejo Mabujina y el plutón degranitoides Manicaragua en el extremo del núcleo metamórfico (Millán y Somin 1985; Dublan et al.1986; Millán 1996b). Su protolito parece ser también bimodal, similar a la Fm. Los Pasos (Díaz de Villalvilla et al. 1994). Los protolitosde Mabujina son principalmente componentes básicos de una corteza oceánica y de un típico arco volcánico (Haydoutov et al. 1984; Millán 1996 b). Entre los últimos, en un corte dentro del poblado Güinía de Miranda, donde seintercalan anfibolitas finas con microgneises, se encontraron restos de palinomorfos jurásico-cretácicos (Dublan etal.,1986); y en las inmediaciones de la ciudad Sancti Spíritus, afloran aglomerados volcánicos convertidos enanfibolitas de bajo grado con la estructura primaria muy deformada (Stanik et al. 1981). - El metamorfismo de muy bajo grado encontrado en exposiciones de vulcanitas cretácicas aledañas al núcleometamórfico (Millán y Somin 1975), pudo haberse originado en el mismo ambiente de suprasubducción con gradientenormal que generó al complejo Mabujina y metamorfizó a la Fm. Porvenir (Millán 1996 b). - El plutón de granitoides Manicaragua intruyó a las vulcanitas cretácicas, al complejo anfibolítico Mabujina y la Fm.Porvenir (Stanik et al. 1981; Dublan et al. 1986), pero no al macizo Escambray. Esto demuestra que los tres primerosestaban vinculados estructuralmente antes de la extinción del arco volcánico y de la suturación de Mabujina con elEscambray. Los datos geoquímicos y las manifestaciones hidrotermales, también confirman que el Escambraypermaneció ajeno a un proceso de mineralización endógena que afectó simultáneamente a las vulcanitas, Mabujina yPorvenir. Pudiera pensarse que la zona de subducción septentrional vinculada con las ofiolitas no manifestó aquí un magmatismopropio debido a su corta duración, su buzamiento o por las características de la litosfera oceánica (Willie 1988). Cabela posibilidad de que esta subducción abortase antes del inicio de la meridional, ocurriendo así un salto de lasubducción hacia el sur con cambio de polaridad. BIBLIOGRAFÍA Andó, J., et al. 1996. Petrología de la asociación ofiolítica de Holguín. -- En: Iturralde-Vinent, M. ed. Ofiolitas yarcos volcánicos de Cuba . -- [Miami : s.n., 1996]. -- p. 154-175. Proj. 364 IUGS/UNESCO Arcial, F., et al. 1994. Levantamiento geológico 1:50 000 parte Norte de Villa Clara (Esperanza - Santo Domingo) / F.Arcial ... [et al.]. -- 1994. Archivo ONRM. Belmustakov, E., et al. 1981. Geología del territorio Ciego-Camagüey-Las Tunas: resultado de las investigaciones ylevantamiento geológico a escala 1: 250,000 / E. Belmustakov ... [et al.]. -- 1981.Archivo ONRM. Díaz de Villalvilla, L. 1988. Caracterización geológica y petrológica de las asociaciones vulcanógenas del arco insular

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Esquema geológico donde se expresa la estructura del arco volcánico y sus relaciones con otros complejos.1- Arco volcánico cretácico. 2- Fm. Los Pasos. 3-Tendencias estructurales del arco volcánico. 4- Macizo metamórficoEscambray. 5- Complejo anfibolítico Mabujina. 6- Plagiogranitos a veces deformados y metamorfizados que instruyenal complejo Mabujina. 7- Granitoides Manicaragua. 8 -Fm. Porvenir. 9- Melange serpentinítico con bloques demetaofiolitas de alta presión (esquistos glaucofánicos y eclogitas).10- Serpentinitas. 11- Gabros, diabasas y basaltosofiolíticos.12- Gabros y diabasas convertidos en anfibolitas de baja presión a veces esquistosas (metamorfitas Perea ).13- Granitoides ofiolíticos. 14- Secuencia de la Zona Placetas deformada junto con los depósitos de su cuencamarginal del Paleoceno-Eoceno Medio. 15- Depósitos de las cuencas pasivas superpuestas del Maestrichtiano-Paleogeno. 16-Límites tectónicos. 17-Sobrecorrimientos definidos. 18-Fallas. 19- Límites normales. 20-Traza axialdel Sinclinal Seibabo.

ESTRUCTURA DE LOS ARCOS VOLCÁNICOS EN CUBA ORIENTAL Raúl FloresGuillermo Millán(1)

Jorge L. Chang(2)

Carlos Pérez(3)

Enrique Castellanos(4)

Kenya Núñez(5)

Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de La Habana. 11000 Cuba. E-mail: (1) igp@igp.minbas.cu (2) chang@igp.minbas.cu (3) carlos@igp.minbas.cu(4)enrique@igp.minbas.cu (5) kenya@igp.minbas.cu RESUMEN Recientes trabajos de cartografía geológica, investigaciones tectónicas y estructurales, así como estudios geofísicosregionales, nos permiten presentar un cuadro substancialmente nuevo sobre la geología de Cuba Oriental. Cuba Orientalconstituye una provincia geológica independiente que ha evolucionado de manera diferente al resto del archipiélagocubano. El carácter de los campos físicos, la estratigrafía y la estructura, sustentan esta afirmación. Un bloque, constituidopor Cuba Oriental-La Española Septentrional (CO-LE) colisionó con el extremo oriental del cinturón plegado ysobrecorrido de Cuba durante el Maestrichtiano-Paleoceno. El núcleo de CO-LE estaba constituido por los terrenosmetamórficos mesozoicos Purial-Asunción y Samaná. El bloque CO-LE derivó hacia el NE a lo largo de la paleo-falla detransformación Cauto-Nipe. Esta fue una colisión oblicua y está bien marcada por la estructura divergente de la Unidadtectónica Auras y el Alóctono Ofiolítico Nipe-Cristal, así como por la presencia de depósitos turbidíticos yolistostrómicos, y la probable formación de una zona de sutura a lo largo de la línea Cauto-Nipe. El arco volcánicoCretácico se desarrolló hasta el Campaniano (Inferior?) cuando cesó la zona de subducción probablemente buzante al sur.A continuación se produjo un intenso levantamiento y erosión profunda del arco y, probablemente, desde elMaestrichtiano hasta el Eoceno (medio?) al oeste de Cauto-Nipe se reactivó la zona de subducción aunque con unainclinación menor, produciendo un vulcanismo ácido débil y esporádico al menos en Camagüey y Holguín. Al este de lasutura Cauto-Nipe, al sur del bloque CO-LE se desarrolló a partir del Paleoceno y hasta el Eoceno Medio una zona desubducción buzante al norte, que generó al arco volcánico de la Sierra Maestra. Al cesar el vulcanismo cambió el régimengeodinámico, formándose grandes cuencas extensionales (Cauto-Nipe y San Luis-Guantánamo). A partir del Oligoceno secomenzó a formar la falla de transformación Oriente que provocó la escisión y traslado en dirección NE de La Españolaseptentrional, manteniéndose estas condiciones geodinámicas hasta nuestros días.

ABSTRACT Recent geological mapping, tectonic and structural research projects, as well as regional geophysical data allowed us topresent a completely new interpretation of the geology of Eastern Cuba. In our opinion, Eastern Cuba is an independentgeological province which has evolued separately from the rest of the cuban archipielago. The characteristics of thephysical fields, structure and stratigraphy strongly support this statement. A block, composed by Eastern Cuba-NorthHispaniola (EC-NH) collided with the easternmost part of the cuban fold and thrust belt during the Maastrichtian-Paleocene time. Its core wasformed by the mesozoic metamorphic terranes Purial-Asunción and Samaná. The EC-NHblock drifted northeastward along the paleo-transform faulth Cauto-Nipe. This oblique collision is very well warked bythe divergent structure formed by the tectonic unit Auras and the Ophiolitic allochtonons Nipe-Cristal, as well as by thepresence of turbidites and olisthostromes and the probable formation of a suture zone along the Cauto-Nipe. TheCretaceons volcanic arc develop until the (lowe?) Campanian time, when the probably south dipping subduction zoneceased. Them, an intense upheaval and deep erosion of the arc took place and, probable, from the Maastrichtian to the(middle?) Eocene west of the Cauto-Nipe sutwre the subduction zone was reactivated perhaps at a much lower angle,producing a weak and sporadic acid vulcanism at least in Camagüey and Holguín. Eastof the Cauto-Nipe suture suth of the EC-NH block, a north dipping subduction zone developed from the Paleocene to the middle Eocene cansing theformation of the Sierra Maestra volcanic arc. When the volcanic activity ceased, the geodinamic pattern dramatialy

changed and extensioned basins were formed (Cauto-Nipe and Guantánamo-San Luis). During the Oligocene time theOriente transform fault formed, cansing the Sierra Maestra arc to split along its long axis and northeastward moving theNorth Hispaniola block. This geodinamic scheme has lasted until thepresent day.

INTRODUCCIÓN

En el territorio de Cuba Oriental afloran extensamente complejos de arcos volcánicos del Mesozoico y el Paleógeno. Lageología del territorio de Cuba Oriental presenta un conjunto de particularidades en los campos físicos, estructura yestratigrafía que la diferencian claramente del resto de Cuba (Flores et el., 1998) y el carácter, distribución y estructura delos complejos volcánicos es uno de los principales elementos diferenciantes. El estudio de los arcos volcánicos del territorio de Cuba Oriental resulta de vital importancia para la comprensión de laevolución de las Antillas Mayores. La geología de este territorio se ha simplificado, extrapolando hacia el este los modelosde evolución tectónica utilizados para Cuba Central. No obstante, en los últimos años se han realizado trabajos regionales(Nagy et al. 1976; Pentelényi et al., 1988), que permiten diferenciar Cuba Oriental del resto de Cuba. Tradicionalmente, los complejos del Arco Magmático Cretácico (AMC) se han considerado como la continuación al Estede la Zona Zaza de Cuba Central, aunque no existen argumentos sólidos para sustentar esta afirmación. De cualquierforma, existen numerosas similitudes en edad y composición que han permitido tal correlación. Esto es válido sobre todopara la Unidad Tectónica Auras (UTA), puesto que en Nipe-Cristal y Moa-Baracoa se acentúan las diferencias, reforzandoel criterio de que el territorio de Cuba Oriental, al Este de la Cuenca Cauto-Nipe, representa una provincia geológicaindependiente. En este territorio, mucho mas que en el resto de Cuba, se observa una estrecha relación espacial de lasvulcanitas cretácicas con las ofiolitas, formando escamas imbricadas con estas (UTA) o constituyendo el basamento degrandes alóctonos ofiolíticos (Nipe-Cristal y Moa-Baracoa). En la zonación tectónica propuesta por Flores et al. (1998) se pone de manifiesto el complejo carácter de la estructura delárea y la diversidad de ambientes y evolución tectónica. Aquí se distinguen (fig.1), de noroeste a sur, un conjunto deestructuras de primer orden, en la mayoría de las cuales se destaca la presencia de complejos de arcos magmáticos delcretácico y el paleógeno. Estas estructuras son: - Manto Gibara (Zona Remedios del paleomargen continental mesozoico de Bahamas)- Unidad tectónica Auras (UTA)- Alóctonos ofiolíticos de Nipe-Cristal y Moa-Baracoa- Arco Magmático Cretácico (AMC)- Terreno metamórfico Purial-Asunción- Arco Magmático Paleógeno (AMP) de la Sierra Maestra- Cuencas sedimentarias superpuestas

Parece obvio que Cuba Oriental constituye una provincia geológica independiente del resto de Cuba. Este territorio, segúnlas evidencias, colisionó con el extremo este del segmento cubano del arco insular cretácico de las Antillas Mayoresdurante el maestrichtiano-paleoceno. De esta manera, este terreno compuesto, estaba constituido básicamente por loscomplejos metamórficos del terreno Purial-Asunción, por asociaciones del arco magmático cretácico y sedimentos de sucuenca de retroarco. La colisión permitió que este terreno exótico se amalgamara con el extremo oriental de Cuba. Estacolisión está muy bien marcada en la Unidad tectónica Auras y en Nipe-Cristal. Debido al apilamiento tectónico de las principales estructuras, en este trabajo realizaremos la descripción de estaspartiendo del principio de su distribución geográfica, lo que resulta más conveniente en este caso. REGIÓN DE HOLGUÍN En esta región se extiende la UTA, que sobrecorre hacia el Norte al manto Gibara. Este último está compuesto por lascalizas y dolomitas de bancos carbonatados de la Zona Remedios. Los depósitos de las zonas Camajuaní y Placetas noafloran, aunque los datos geofísicos (Bovenko et al., 1980) permiten suponer que ambas zonas podrían extenderse bajo elalóctono de la UTA, hasta la altura de la ciudad de Holguín. La estructura de la UTA es muy compleja. Está formada por unidades de mantos imbricados de diferentes órdenes, conbuzamientos al S y SE, compuestos por secuencias del AMC, ofiolitas y melange serpentinítico, depósitos de la cuenca defore-arc y rocas volcánicas y vulcanógeno-sedimentarias paleogénicas.

En este territorio el AMC está representado por dos secuencias claramente diferenciadas (fig. 2): las formaciones Iberia yLoma Blanca. Según (Kozak, 1996) la primera se formó en un arco volcánico primitivo, mientras que la segundarepresenta un arco más maduro. Esta última afirmación es discutible, como se verá mas abajo. La formación Iberia es de composición andesito-basáltica y su edad es aptiano (superior?)-campaniano inferior-medio(Pentelényi et al., 1988). En la composición de esta formación aparecen lavas y lava-brechas basálticas y andesito-basálticas, tobas y tufitas, rocas terrígenas vulcanomícticas, silicitas y calizas. Debido al intenso grado de lasdeformaciones es difícil determinar el espesor real de estos depósitos, no obstante, se considera que puede variar desde500 hasta 2000 m o incluso alcanzar 4000 m (M. Kozak en: Iturralde,1996). El predominio de los basaltos y andesito-basaltos sugiere la posibilidad de que en este sector del AMC predominó la extensión durante su desarrollo. La formación Loma Blanca representa una peculiar asociación litológica compuesta por dos conjuntos (Kozak, 1996):serie normal y fase final. La serie normal está constituida por rocas vulcanógeno-sedimentarias y volcánicas entre las quepredominan tobas, tufitas, lavas de variada composición (basálticas, andesíticas, dacíticas y riolíticas), rocas terrígenasvulcanomícticas y algunas calizas. La fase final está compuesta por andesitas, dacitas y riolitas las cuales, por lo general,forman cuerpos subvolcánicos de pequeño tamaño. La edad de la formación Loma Blanca es Cretácico inferior (Aptiano)-Cretácico Superior (Campaniano), mientras que su espesor se considera sea de 1500 a 1800 m (Pentelényi et al., 1988). Los complejos del AMC se cubren por depósitos terrígenos y carbonatados de edad Campaniano y Maestrichtianoformados como consecuencia de la colisión del bloque Cuba Oriental-La Española. Debido a las deformacionesposteriores, sus relaciones no están claras, aunque parecen constituir facies isócronas diferentes dentro de la mismacuenca. Desde el punto de vista de su estructura interna, la UTA fue considerada (Brezsnyánszky y Jeno, 1992; Pentelényi, 1988)como un megamélange o mélange ofiolítico de extensión regional. Ellos, además, diferencian la existencia de tres tipos demélange: micromélange, mesomélange y macromélange. En la UTA se han producido, según todas las evidencias, al menos dos fases tectónicas de diferente dirección e intensidad.Esto se refleja bien en la geometría de los mantos y además ha provocado un gran desmembramiento de las secuencias delAMC y una considerable trituración de las serpentinitas. En la estructura de la UTA se distinguen 3 mantos tectónicos de orden mayor (Pentelényi et al., 1988; Brezsnyánszky yJeno,1992), los cuales son, de Norte a Sur: -Manto Velazco-Guardalavaca-Manto Damián-Cañadón-Manto San Manuel-San Fernando En el manto Velazco-Guardalavaca, que constituye la unidad estructural más baja, ocurren numerosos bloques demetamorfitas de alta presión, englobadas en el mélange serpentinítico. Estas rocas, básicamente eclogitas, arrojaron edadesdesde 94 hasta 125 millones de años (Iturralde et al., 1996). Rocas similares afloran en otras localidades y se haconsiderado (Millán, 1996) que constituyen la evidencia de una zona de subducción buzante al Sur, que se ubicaba alNorte del arco magmático Cretácico. Probablemente, como ya fue planteado (Pentelényi, 1988; Andó et al., 1996; Flores,1998) esta zona de subducción estuvo relacionada con la evolución del AMC en el territorio de Holguín. En la composición del manto San Manuel-San Fernando ocurren mayoritariamente las rocas del complejo cumulativo dela asociación ofiolítica. Además, al igual que en el manto Damián-Cañadón ocurren cuerpos medianos hasta pequeños deriolitas y riodacitas. Es notable que estos cuerpos aparecen normalmente asociados a las ultrabasitas, principalmente aserpentinitas brechadas y cizalladas, en menor medida a gabros cumulativos. Los contactos son usualmente tectónicos,aunque se observa metasomatismo e incluso contactos magmáticos en algunos puntos (Pentelényi et al., 1988). Estoscuerpos fueron considerados como productos de la llamada “fase final” del vulcanismo ácido de la formación LomaBlanca. Parece evidente que estos cuerpos son de tres tipos genéticos diferentes. Algunos de ellos, como el de LasCuevas, son rocas ácidas sódicas las cuales pudieran representar plagiogranitos oceánicos asociados a las ofiolitas (sensuColeman, 1977), posibilidad apuntada por Pentelényi et al. (1988). Otros parecen ser cuerpos subvolcánicos propios delAMC y deben ser considerados como parte de la formación Loma Blanca. Finalmente, algunos intruyen, con contactos

claramente calientes, a las vulcanitas cretácicas y a las serpentinitas en una estructura de mantos que se formó en elPaleógeno. Por otra parte, la presencia de horizontes de tobas ácidas (riodacíticas y dacíticas) en las secuenciaspaleogénicas (Formaciones Haticos y Vigía), hace pensar que algunos de los cuerpos subvolcánicos de riolitas, riodacitas ydacitas atribuidos a la formación Loma Blanca constituyan, en realidad, los centros volcánicos que produjeron el materialpiroclástico que originó esas tobas, en lugar de considerar a éstas como facies distales del AMP, como se ha aceptadohasta ahora. Una explicación razonable para explicar este vulcanismo ácido sería considerar que la subducción al nortecontinuó nuevamente en el Paleoceno, posiblemente con menor inclinación de la placa oceánica infracorrida. En estoscasos se origina un vulcanismo más difuso espacialmente, lo cual parece ser el caso. REGIÓN NIPE-CRISTAL-BARACOA Esta región se extiende desde Mayarí al oeste, hasta Maisí al este, con una longitud de unos 180 km. Comprende losmacizos montañosos Nipe, Cristal, Moa-Baracoa y Sierra del Purial. Su constitución geológica es muy compleja,distinguiéndose las siguientes unidades tectónicas: alóctonos ofiolíticos de Nipe-Cristal y Moa-Baracoa, AMC(parautóctono), y terreno metamórfico Purial-Asunción. Arco Magmático Cretácico: Constituye el autóctono o paraautóctono de esta zona. Están representadas por la formaciónSanto Domingo (Aptiano-Turoniano), la que está compuesta básicamente por tobas andesíticas y en menor grado lavas yaglomerados, cuerpos de pórfidos dioríticos, andesitas y diabasas así como algunos aislados lentes de conglomerados yhorizontes de calizas (Nagy et al. 1976). Las tobas ocupan el mayor volumen del corte; están estratificadas y presentanpliegues, suaves por lo general. A su vez, las lavas constituyen mantos interestratificados. Los aglomerados se asocian alas lavas y, al igual que estas, presentan una composición desde dacíticas a andesítica. Las secuencias de la formación Santo Domingo se extienden en los macizos de Nipe-Cristal y Moa-Baracoa, bordeandolos mismos, así como en el piso de ventanas tectónicas bajo los alóctonos ofiolíticos. La formación Santo Domingo se cubre estratigraficamente en la Cuenca de Sagua de Tánamo así como en la regiónsituada al sur de las sierras de Nipe y del Cristal por las secuencias clásticas del Maestrichtiano-Paleoceno. Complejo Sierra del Purial es una sucesión vulcanógeno-sedimentaria de edad Cretácica, metamorfizada en condicionessimilares a las del Complejo Asunción, o sea, metamorfismo de alta presión y bajo grado. Su sección superior parece serde edad Campaniana, habiéndose reportado supuestos hallazgos de microfauna del Albiano (Mario Campos,comunicación personal). En la composición del complejo predominan las rocas volcánicas de composición andesítica abasáltica, muchas veces piroclásticas, aunque también son frecuentes los cuerpos de lava y lava-aglomerados. Aparecenhorizontes de mármoles y paquetes de naturaleza terrígena (metaareniscas y metaconglomerados), cuyas fuentes sonvariadas, e incluyen granitoides y metamorfitas. Las rocas presentan esquistosidad metamórfica, a veces no bienexpresada, y diversas fases de plegamiento (Millán, Somin y Díaz, 1985). Un cuerpo de granitoides casi isométrico, devarios kilómetros de ancho y constitución compleja (Macizo Jojo), cortó las secuencias del Complejo Purial. Aunque suslímites actuales son principalmente tectónicos, a veces se conservan sus contactos magmáticos primarios. Estosgranitoides se metamorfizaron junto con las rocas de caja en condiciones de alta presión y bajo grado (Núñez et al., 1981). Hasta ahora se ha considerado que el Complejo Metamórfico Purial constituye el extremo oriental del AMC el cual semetamorfizó, conjuntamente con el Complejo Asunción, como consecuencia del sobrecorrimiento del manto ofiolítico deMoa-Baracoa. Como señalan Flores et al. (!998) esta suposición es insostenible, y en cambio tiene mas sentido suponerque ambos macizos constituyen parte del núcleo del Bloque Cuba Oriental-La Española, y que se metamorfizaronconjuntamente antes de la colisión de dicho bloque con el AMC. Sierra Maestra La región de la Sierra Maestra está situada en la parte sur de Cuba Oriental y constituye la parte aflorada del AMP deCaimán en el territorio de Cuba y presenta una gran complejidad en su columna estratigráfica. Los depósitos muestranuna alta variabilidad tanto en la vertical (de sur a norte), como lateralmente (de oeste a este). Esto se basa, en el primercaso, en las diferentes etapas de desarrollo del arco volcánico y en el segundo, en los rápidos cambios faciales queocurrieron debido a la posición que ocupaba la cuenca de sedimentación con respecto a los paleocentros volcánicos.

Esta zona consiste de un arco volcánico paleogénico superpuesto al Bloque Cuba Oriental-La Española, lo cual sedemuestra por las características de su basamento, el cual aflora al sur (Formaciones Palma Mocha y Manacal) y al norte(formación La Teja). Las formaciones Manacal y Palma Mocha posiblemente se depositaron en la cuenca de retroarco delAMC y están compuestas, básicamente, por calizas oscuras y otras rocas sedimentarias. La formación La Teja estárepresentada por una pequeña área de exposiciones donde aflora una secuencia formada por intercalaciones demetavulcanitas básicas y ácidas y además, típicas ofiolitas representadas por gabros bandeados y ultrabasitasserpentinizadas, probablemente parte de los complejos del Bloque Cuba Oriental-La Española. Sobre las rocas del Basamento yacen con discordancia angular marcada e hiatus estratigráfico las potentes secuencias delGrupo El Cobre, el cual se compone de las Formaciones Pilón y Caney y una parte dividida en tres secuencias: Inferior,de edad Paleoceno; Media, de edad Eoceno Inferior y Superior, del Eoceno Inferior parte alta al Eoceno Medio parte baja. Estas tres secuencias se diferencian también desde el punto de vista petroquímico aunque por lo general se mantiene unatendencia toleítica. La secuencia inferior es marcadamente toleítica; la secuencia media es también toleítica aunque concierto carácter calcoalcalino y la superior es tholeítico-calcoalcalina bien definida. Hacia la parte occidental de la Sierra Maestra se desarrollan los depósitos de facies piroclástico-sedimentaria de la Fm.Pilón (P1- P2

2), isócronos con los anteriores, los que contactan tectónicamente con las secuencias del resto del Grupo ElCobre. Por otra parte, hacia arriba los depósitos de El Cobre transicionan a la Fm. Caney (P2

2) de composiciónpiroclástico-sedimentaria finamente estratificada, prácticamente flyschoide, aunque presenta raras lavas y aglomerados. Laformación Caney marca el final de la actividad magmática del arco. Sobre las secuencias del Grupo El Cobre sedepositaron rocas carbonatadas (formaciones Charco Redondo y Puerto Boniato), clásticas gruesas (Fm. Farallón Grande)y terrígenas (Fm. San Luis); mientras ya en el tope del oligoceno y bordeando toda la estructura de la Sierra seencuentran formaciones de la cobertura carbonatado-terrígenas que se extienden hasta el cuaternario. La Sierra Maestra está situada en la zona de interacción de las placas litosféricas norteamericana y caribeña. Al sur, limitacon la fosa profunda de Oriente, al noroeste con la cuenca de Cauto-Nipe y al norte y noreste con la cuenca San Luis-Guantánamo. La estructura interna del macrobloque es complicada ya que la superposición de eventos geológicos de diferente naturalezaha provocado la aparición y desarrollo de varios sistemas de fracturas que han originado un mosaico de bloques tipo horsty graben, con patrón de agrietamiento, orientación, nivel del corte erosivo y en algunos casos composición geológica,diferentes. El plano tectónico-estructural actual de la Sierra Maestra constituye el resultado de varias fases de deformaciones queprovocaron la superposición sucesiva de estructuras y sistemas de dislocaciones de diferente carácter y magnitud. Laorientación de los ejes de las principales estructuras plicativas mapeadas en la Sierra Maestra varía de oeste a este, sin queexista una regularidad evidente. Las direcciones predominantes son NE y NO, aunque en la parte central aparecen algunasestructuras tanto sublatitudinales como submeridionales. Por su parte, la distribución de los diferentes sistemas de dislocaciones disyuntivas también varía de un extremo a otro delmacizo, predominando las fallas normales y transcurrentes de dirección NE y NO. Sólo en la parte central, cerca de lacosta, han sido descritos algunos mantos tectónicos, producidos, probablemente, por la acción del componentetranspresivo de la falla Oriente. El AMP está evidentemente cercenado a lo largo de su eje mayor. En el territorio de Cuba solo se preserva la mitadseptentrional, mientras que la mitad meridional debió ser cortada y transportada al este por la falla Oriente hasta suprobable colisión con el territorio de La Española. VULCANISMO EN CUENCAS EXTENSIONALES Luego del fin del vulcanismo en el AMP se produjo actividad volcánica muy localizada en algunos sectores de la CuencaSan Luis. Esta cuenca, con toda probabilidad, se formó por extensión cortical, al igual que las cuencas Cauto-Nipe yGuantánamo, coincidiendo con el levantamiento del orógeno de la Sierra Maestra. Los datos geofísicos muestran una

notable elevación del Moho (Otero et al, 1994). Aquí es muy característica la presencia de diques de basaltos y andesito-basaltos de dirección aproximada N-S. El mas notable es el la loma del Yarey, cerca de Jiguaní. Es un dique de basalto devarios km de longitud que en su parte septentrional se ensancha hasta 1,5 km, constituyendo prácticamente un cuerposubvolcánico (Gyarmaty, 1983). Todos los diques de esta cuenca cortan a las formaciones Farallón Grande y San Luis,esta última de edad eoceno medio (parte alta)-eoceno superior al oligoceno inferior. Estos diques han sido consideradoscomo una manifestación de vulcanismo póstumo del arco magmático paleógeno (Nagy et al., 1976). En realidad, existenargumentos para considerar que estos diques se originaron por una actividad magmática asociada a la extensión corticalque debió prevalecer en la cuenca a fines del paleógeno y antes de la rotación al Este del movimiento de la Placa delCaribe que provocó el inicio del movimiento transcurrente en el borde sur de Cuba Oriental y la escisión y posterior derivaal NE de La Española. CONCLUSIONES De los materiales expuestos mas arriba, se evidencian las peculiaridades de los complejos de arcos volcánicos de CubaOriental. El análisis de la estructura y composición de estos complejos permiten sustentar la hipótesis propuesta por Floreset al. (1998) acerca del carácter alóctono de Cuba Oriental. -Cuba Oriental formaba un único bloque con La Española. Este bloque fue trasladado hacia el NE a lo largo de una paleo-falla de transformación (Cauto-Nipe), hasta colisionar con el extremo Este del sector cubano del AMP, lo que ocurrió enel intervalo maestrichtiano-paleoceno. -La zona de subducción del AMC, con buzamiento al Sur, se encontraba ubicada al Norte de este. De esta manera, en elterritorio situado al Sur del arco se extendía una cuenca de retroarco cuyos sedimentos podrían corresponder a lasformaciones del basamento de la Sierra Maestra. -El AMC cesó su actividad en el campaniano Inferior. El vulcanismo debió reanudarse en el maestrichtiano,probablemente con un ángulo más suave de la zona de subducción. Esto debió originar un vulcanismo ácido, con centrosaislados, superpuesto al AMC extinto, como parece ser evidente en Holguín y quizás en Las Tunas y Camagüey. -A partir del paleoceno una zona de subducción meridional buzante al Norte generó en Cuba Oriental el AMP de la SierraMaestra el cual estuvo activo hasta el eoceno medio. El basamento de este arco es heterogéneo, formado en parte pordepósitos de la cuenca de retroarco del AMC y en parte por los complejos metamórficos del bloque Cuba Oriental-LaEspañola. -Luego del cambio del régimen geodinámico en el eoceno medio, cesó la subducción en el AMP y se manifestó unaextensión cortical generalizada en Cuba Oriental, con la consiguiente formación de cuencas producidas por el estiramientode la corteza. La extensión cortical provocó la efusión de magmas basálticos y, en menor medida, andesito-basálticos, losque formaron diques de orientación aproximada N-S. BIBLIOGRAFÍA Andó, J., et al. 1996. Petrología de la asociación ofiolítica de Holguín. -- En: Iturralde-Vinent, M. ed. Ofiolitas y arcosvolcánicos de Cuba . -- [Miami : s.n., 1996]. -- p. 154-175.Proj. 364 IUGS/UNESCO Bovenko, V.G., B.B. Scherbakova y G. Hernández 1980. Nuevos datos sobre la estructura geológica de Cuba Oriental.Sovietskaya Geologiya (9) : 101-109; 1980.Texto en ruso. Brezsnyansky K., B. Jeno. 1992. El Melange ofiolítico de Holguín y sus características estructurales. Ciencias de la Tierray del Espacio (20) : 57-67; 1992. Coleman, R.G. 1977. Ophiolites. -- Berlin : Springer-Verlag, 1977. -- 261 p.

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Fig. 2

FORMACIÓN LOS PASOS: GEOLOGÍA, GEOQUÍMICA Y SU COMPARACIÓN CON EL CARIBE

Lilavatti Díaz de Villalvilla(1)

Inés Milia(2)

María Santa Cruz Pacheco(3)

Graciela Aguirre(4)

Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de La Habana. 11000 Cuba.E-mail: (1) lila@lacemi.cu (2) ines@lacemi.cu (3) maria@lacemi.cu (4) chely@lacemi.cu RESUMEN Las secuencias volcánicas del Cretácico Inferior al sur de las provincias de Cienfuegos, Villa Clara y Sancti Spíritus, en Cuba Central, han sido sistematizadas como formación Los Pasos por V.Zelepuguin y L. Díaz de Villalvilla (1982) en L. Díaz de Villalvilla et al. (1985). Incluye las rocas denominadas “efusivos ácidos del Hauteriviano” por Pavlov et al., 1970 o “intrusivos ácidos delCretácico Superior” por Tolkunov y Cabrera (1969) y Kantchev y otros (1978).La Fm. Los Pasos se distribuye en el límite sur del arco, con una longitud de 35-40 km y un ancho de 4-6 km. Su espesor oscila entre 1000 y 2000 m, generalmente con yacencia monoclinal ybuzamiento al norte, en algunos sectores presenta intensos plegamientos. Se originó por un volcanismo principalmente submarino con manifestaciones subaéreas aisladas. Las rocas volcano-sedimentarias y sedimentarias participan en cantidad subordinada. Su límite inferior no se observa; el contacto meridional es tectónico e intrusivo con los granitoides Manicaragua (Díaz deVillalvilla, Dilla, 1985; Dublan et al., 1986).Para su adecuada caracterización y la del basamento del arco, se requieren investigaciones del Complejo Mabujina (que contiene rocas de la parte baja del arco y de su fundamento ofiolítico) ytambién es necesario estudiar la Fm. Porvenir, estrecha faja emplazada tectónicamente entre los granitoides Manicaragua y el Complejo Mabujina.A Los Pasos se le asigna edad Cretácico Inferior Neocomiano por posición estratigráfica, ya que subyace a la Fm. Mataguá, que se cubre por las calizas de la Fm. Provincial, datadas comoAlbiano-Cenomaniano.Las volcanitas de Los Pasos tienen relaciones cogenéticas con rocas intrusivas ácidas y cuerpos de gabroides, formando una asociación de volcano-plutónica (Díaz de Villalvilla, Sukar, 1995), perteneciente al PIA, sistema de arco de islas primitivo, con la zona de subducción ubicada al sur y buzamiento hacia el norte.Los principales tipos de rocas que integran esta formación son riolitas, dacitas, tobas y brechas ácidas, tobas-brechas heterogéneas, basaltos, tobas básicas, andesitas (andesito-dacitas), areniscas,limolitas y silicitas.Se realizaron análisis de macrocomponentes de más de 100 muestras representativas y análisis de traza de un grupo de éstas. Las principales características geoquímicas de esta formación puedenresumirse como sigue:§ Amplio rango de contenido de SiO2 desde 45 hasta casi 80 %, sin continuidad en la composición, presentándose dos grandes grupos: un miembro básico (basaltos + andesito-basaltos) y un

miembro ácido (dacitas + riolitas), con escasa presencia de un miembro intermedio (andesitas), en clara manifestación de bimodalidad. Predominan en número las rocas ácidas sobre lasbásicas. La bimodalidad característica de esta formación no está bien expresada en los sectores donde es abundante la presencia de pórfidos andesito-dacíticos de la facies subvolcánica.

§ El K aparece en bajas concentraciones, en general, con valores algo dispersos. En los gráficos de discriminación de las series volcánicas, las muestras de Los Pasos se ubican principalmenteen el campo tholeítico y en menor proporción en el calcoalcalino.

§ Los contenidos promedio de Rb, Sr, Zr, Y y V son más bien bajos y, tanto en las rocas ácidas como en las básicas, dan valores comparables a los obtenidos por distintos autores para rocastholeíticas de arcos de islas (Jakes y Gill, 1970; P. Jakes, A., White, 1972; J. Pearce, J. Cann, 1973; Miyashiro, 1975; J. Pearce, 1982) y para secuencias tipo PIA del Caribe.

§ En los basaltos, las relaciones entre Hf, Th y Nb, así como Ti vs Zr y V vs Ti corresponden a rocas tholeíticas de arcos insulares, no obstante al relacionar Ti, Cr, Ni y Co se observa que,aunque la mayoría de las muestras clasifican como basaltos de arco, algunos corresponden a los campos de los MORB o de los transicionales.

§ Las tierras raras están en concentraciones bajas, tanto en las rocas básicas como en las ácidas, la relación La/Yb se acerca a la unidad. Los patrones son casi planos, lo cual indica pocofraccionamiento y sugiere que estas rocas proceden de un magma primitivo.

§ Los patrones de tierras raras de las rocas de esta formación y de los intrusivos ácidos son semejantes, lo cual apoya la aseveración de que ellos forman una asociación volcano-plutónica.Las características composicionales propias de los magmas tholeíticos, el poco fraccionamiento de las tierras raras y el predominio de los miembros ácidos, asemejan la Fm. Los Pasos a otras delCretácico Temprano del Caribe, consideradas de arco primitivo, las cuales a menudo presentan carácter bimodal (Donnelly, et al., 1990). Se encuentran semejanzas en los rangos de contenido deAl2O3, MgO, K2O y TiO2, al comparar Los Pasos con Water Island y Louisenhoj (Islas Vírgenes), Amina Maimón, Los Ranchos, Guamira (República Dominicana), Grupo Pre-Robles (Puerto Rico)y Devil’s Racecourse (Jamaica). En los elementos traza las mayores semejanzas se encuentran en las concentraciones de Y, Sr, Zr, Rb, V y Co y en los patrones de distribución de las tierras raras.El conjunto bimodal de Cuba Central se cubre por una formación calcoalcalina (tholeítico-calcoalcalina) de espesor considerable, la Fm. Mataguá y no directamente por calizas como, segúndiferentes autores, sucede con otras secuencias bimodales del Caribe, aunque se necesitan verificaciones posteriores.Asociados con esta formación y distribuidos a todo lo largo, se encuentran depósitos de sulfuros volcanogenéticos de Cu-Zn con Au y Ag acompañantes tipo Kuroko, en estrecha relación espacialcon las rocas ácidas o en el límite entre las secuencias ácidas y básicas.Los cuerpos lenticulares están constituidos principalmente por pirita, calcopirita y esfalerita con texturas diseminadas, densamente diseminadas y masivas.Existe tendencia a la zonación de la mineralización en sentido vertical, similar a los depósitos tipo Kuroko, las menas de Zn-Cu, distribuidas en los niveles superiores, transicionan hacia la parteinferior del stockwork o stringer a menas piríticas estériles.

ABSTRACT The Lower Cretaceous volcanic suite of the Cienfuegos, Villa Clara and Sancti Spiritus provinces in Central Cuba has been described as Los Pasos Formation by V. Zelepuguin and L. Díaz deVillalvilla (1982 ) in L. Díaz de Villalvilla, Dilla ( 1985 ). It includes the rock described as “Hauterivian acid efusives” by Pavlov et al (1970) or “Upper Cretaceous acid intrusives” by Tolkunovand Cabrera(1969) and Kantchev and others (1975).Los Pasos Formation crops out along the southern border of the arc, in an area 35-40 Km. long and 4-6 Km. width. Its thickness ranges from 1000 to 2000 m. forming a monocline north dipping structure, though in some places shows strong folds. These rocks formed due to a basicaly submarine volcanism, though some subaerial rocks can be found. Minor volcano-sedimentary rocks alsooccur. The base of the rock suite can’t be observed. Its southern contact is tectonic as well as intrusive with the Manicaragua granitoids ( Díaz de Villalvilla et al, 1985; Dublan et al,1986 ).In order to properly characterize both Los Pasos formation and the arc basement further studies of the Mabujina complex ( wich includes rocks from the lower section of the volcanic arc and itsophiolitec basament ) are required. It’s also necessary to study the Porvenir Formation which crops out in a narrow belt tectonically limited by the Manicaragua granitoids and the MabujinacomplexAccording to its stratigraphic position the Los Pasos Fm. age is considered to be Lower Cretaceous (Neocomian) , taking into account that it underlies the Matagua Fm. which is covored by theProvincial Fm. limestones ( Albian- Cenomanian ). Los Pasos volcanics present cogenetic relationships with acid intrusive rocks and gabbroid bodies, forming a volcano- plutonic association (Díazde Villalvilla and Sukar, 1995), belonging to the PIA, and island primitive arc system related with a southern subduction depping to the north. Los Pasos Fm. consists mainly of riolites, dacites, acid tuffs and breccias, heterogeneous breccia-tuffs, basalts, basic tuffs, andesites (andesite-dacites ),sandstones, siltstones and chertMacrocomponent analysis of more than 100% representative samples and trace analysis for some of them werw carried out. Main geochemical features of this formation can be summarized asfollows:.

· A wide range of SiO2 content from 45 to almost 80% without continuity in composition. Two big groups are present: a basic member (basalts+andesite-basalts) and an acid member(dacites+riolites), and also the scarce presence of an intermediate member (andesites).This is a clear indication of bimodality. Acid rocks dominate over basic rocks. The bimodal character ofthis formation is not very well expressed in places with abundant andesite-dacite porphyrs of the subvolcanic facies.

· K is generally present at low concentrations, with rather disperse values. In the discrimination graphs of the volcanic series, the samples from Los Pasos Fm. fall basicaly in the tholeiticfield and in less number in the calcalcaline field.

· Average contents of Rb, Sr, Zr, Y and V are mostly low, and, either for acid and basic rocks the values are comparable to those given by different authors for island arcs tholeites, and forCaribbean PIA suites as well.

· For the basalts, the relationships between Hf, Th and Nb, as well as Ti vs Zr and V vs Ti correspond to island arc tholeites, neverthless the relations of Ti, Cr, Ni and Co show that, eventhough most of the samples are classified as island arc basalts, some corresponds to MORB or transitional.

· Rare earths are found at low concentrations, either in basic and acid rocks, and the ratio La/Yb is close to one. Patterns are almost flat, which indicates a little fractionation and suggets thatthese rocks come from a primitive magma.

· Rare earth patterns of the rocks of this formation and from the acid intrusives are similar, which support the statement that they form a volcano-plutonic association.Compositional characteristics, typical for tholeitic magmas, the low fractionation of the rare earths as well as the predominance of the acid member, make Los Pasos Fm. similar to others of theLower Cretaceous in the Caribbean considered to be representatives of a primitive island arc often showing a bimodal character.(Donnelly, et al.,1990). Similarities in the content ranges of Al2O3,MgO, K2O and TiO2 are found by comparing Los Pasos Fm. with Water Island and Louiseanhoj (Virgin Islands ), Amina Maimón , Los Ranchos and Guamira ( Dominican Republic ), Pre- RoblesGroup ( Puerto Rico ), and Devil’s Racecourse Fm. ( Jamaica ) Most of the similarities in the trace elements are found in the concentrations of Y, Sr, Zr, Rb, V and Co and in the distributionspatterns of rare earths as well.The bimodal suite of Central Cuba is covered by a calcalcaline formation (tholeite- calcalcaline) with a considerable thickness, Mataguá Fm. , insteed of being directly covered by limestones asaccording to different authors, happens with other bimodal suites of the Caribbean, though further confirmations are needed.Volcanogenetic Cu- Zn with Au and Ag Kuroko type sulphide deposits associated to Los Pasos Fm. are widely found. They are closely related to acid rocks or in the boundary between acid and basicrocks.Lens shaped bodies are mainly composed by pyrite, chalcopirite and sphalerite with textures such as disseminated, densily disseminated and massives.A vertical trend of the mineralization zonation present, as it is frequently found in the Kuroko type deposit. Cu-Zn ores, distribuited in the upper levels grade down the stockwork or stringer to sterilepyrite ores of the lower levels. INTRODUCCIÓN Las secuencias volcánicas del Cretácico Inferior, Neocomiano, en la región sur de las provincias Cienfuegos, Villa Clara y Sancti Spíritus, han sido sistematizadas como Fm. Los Pasos por (V.Zelepuguin, L. Díaz de Villalvilla, 1982 en L. Díaz de Villalvilla et al., 1985).Esta unidad posee rasgos muy distintivos como son la variedad y riqueza facial, su tendencia bimodal con predominio de las rocas ácidas sobre las básicas, las características geoquímicas propias demagmas primitivos, así como una marcada importancia metalogénica por su asociación con depósitos minerales del tipo de sulfuros masivos volcanogenéticos.Los resultados obtenidos en las investigaciones sobre la Fm. Los Pasos han contribuido a:· El esclarecimiento del sistema de arco de islas primitivo (PIA) en Cuba Central, su desarrollo, estilo magmático y evolución geodinámica.· La comparación de esta unidad con otros conjuntos volcánicos bimodales del Cretácico temprano en el entorno caribeño.· El establecimiento de criterios sobre la vinculación de este ambiente volcánico con depósitos de sulfuros masivos volcanogenéticos.

CARACTERÍSTICAS GEOLOGO-FACIALESEl complejo volcano-sedimentario de esta región, en la parte más baja de su corte aflorado, sin metamorfizar, se vincula con la Fm. Los Pasos del Cretácico Inferior (V. Zelepuguin, L. Díaz deVillalvilla, 1982 en L. Díaz de Villalvilla et al., 1985). Esta secuencia fue separada de manera independiente por primera vez por I. Pavlov en 1970, denominándola como “efusivos ácidos delHauteriviano”, aunque la refería a la parte inferior de la Fm. Tobas. Otros investigadores, como A. Tolkunov y R. Cabrera, 1969; I. Kantchev y otros, 1975, la relacionaron con las intrusiones ácidasdel Cretácico Superior.Se distribuye en el límite sur del arco con una longitud de 35-40 km y un ancho de 4-6 km (fig. 1) y su espesor oscila entre 1000-2000 m, generalmente con yacencia monoclinal y buzamiento alnorte, aunque en algunos sectores presenta una estructura muy plegada.

Diferentes mecanismos y tipos de erupciones, principalmente en ambiente submarino, con manifestaciones aisladas subaéreas, dieron origen a una gran variedad de productos con la presencia dedepósitos efusivos, extrusivos, explosivo-piroclásticos y subvolcánicos. Se delimitan coladas y flujos de lava, domos, tobas de diferente granulometría con predominio de las lapíllicas, lapíllico-psammíticas y psammíticas, en algunas áreas brechas, en otras, flujos piroclásticos. Son muy abundantes también los diques y otros cuerpos subvolcánicos. Las rocas volcano-sedimentarias ysedimentarias participan en cantidad subordinada.La interpretación de diferentes perfiles evidencia en muchos casos una brusca variación facial, siendo en otros casos más transicional.En esta formación hay combinación de un volcanismo predominante de tipo central, generalmente de composición ácida, con un volcanismo subordinado de composición básica y carácter fisural.En los sectores de los depósitos minerales, por lo general, las litologías presentes se corresponden con las facies central y proximal de las estructuras volcánicas, típico para los depósitos de sulfurosmasivos volcanogenéticos.

POSICIÓN ESTRATIGRÁFICA Y RELACIONES CON OTROS COMPLEJOS ROCOSOSSu límite inferior no se observa; el contacto meridional es de carácter tectónico e intrusivo con los granitoides Manicaragua, según diferentes autores (L. Díaz de Villalvilla et al., 1985; L. Dublan etal., 1986).El contacto intrusivo con los granitoides Manicaragua se expresa en un débil proceso blástico en los plagiogranitos de Los Pasos que afecta principalmente al cuarzo y en menor grado a la plagioclasa(E. Vasiliev, 1989).Para caracterizar esta primera etapa del desarrollo del volcanismo y el basamento del arco se requieren investigaciones en el Complejo Mabujina, afectado por un metamorfismo regional de altarelación Temperatura/Presión, cuyo protolito mixto está compuesto por rocas de la parte baja del arco volcánico y de su fundamento ofiolítico oceánico (G. Millán, 1985, 1996, 1998; Haydoutov etal., 1989; L. Díaz de Villalvilla et al., 1992, 1994,1997, 1998).Igualmente deben ejecutarse estudios complementarios en la Fm. Porvenir, unidad que constituye una estrecha faja que se emplaza tectónicamente entre los granitoides Manicaragua y el ComplejoMabujina. Posee bajo contenido de K2O y composición básica-media según sus autores (Melkoch, B.; Alvarez, H., 1986 en Dublan et al., 1986), aunque otros autores no descartan la posibilidad deque constituya una secuencia bimodal con bajo grado de metamorfismo, en la facies de esquistos verde, y cuyo protolito pudiera ser un equivalente de la Fm. Los Pasos (G. Millán, 1985, 1996, 1998;L. Díaz de Villalvilla et al, 1992, 1994, 1997, 1998).Se cubre al parecer concordantemente, por las rocas de la Fm. Mataguá (fig. 2). El contacto directo no se observa por estar cubierto, pero sus elementos de yacencia son concordantes. La mayoría delos autores reportan un carácter transicional con las formaciones Mataguá.

No se reportan fósiles. Se le asigna la edad de Cretácico Inferior,Neocomiano por posición estratigráfica, ya que sus rocas subyacen a la Fm.Mataguá que se cubre por las calizas de la Fm. Provincial, datadas comoAlbiano-Cenomaniano.Las vulcanitas de la Fm. Los Pasos tienen relaciones cogenéticas con rocasintrusivas ácidas, principalmente plagiogranitos y probablemente conalgunos cuerpos de gabroides, formando una asociación volcano-plutónica(L. Díaz de Villalvilla, K. Sukar, 1995).Las características geólogo-geoquímicas de la asociación volcano-plutónicapermiten relacionarla al arco de islas primitivo (PIA), sistema queevolucionó durante el Cretácico Inferior (Neocomiano-Aptiano?), con suzona de subducción al sur, buzando al norte. (L. Díaz de Villalvilla, et al.,1994, 1995, 1998, 2001; L. Díaz de Villalvilla, 1997; M. Iturralde-Vinent,1998; Kerr, et al. 1999).

CARACTERÍSTICAS PETROGRÁFICAS

A continuación se describen brevemente los principales grupos de rocas que integran la Fm. Los Pasos.

Riolitas

Tienen estructura masiva y en algunos casos fluidal. La textura general es oligofírica hasta porfídica con tendencia glomeroporfídica. La matriz presenta textura microfelsítica y felsítica, aunquesubordinadamente puede existir la esferulítica, microalotriomórfica-microhipidiomórfica granular y micropoiquilítica.Los fenocristales componen desde el 3-5 % hasta el 20-25 %, representados por cuarzo y plagioclasa.Los fenocristales de cuarzo (5-20 %), con tamaños que oscilan entre 0.5-3 mm, formas variadas desde idiomórficas, subredondeadas hasta irregulares, frecuentemente corroídos por la matriz. Los fenocristales de plagioclasa, generalmente oligoclasa, entre 3-10 %, aunque en algunas muestras llegan a 12-15 %, con tamaños hasta 2-3 mm. tienen formas tabulares y prismáticas cortas yalargadas. Con frecuencia están pelitizados, sericitizados y en algunos casos epidotizados (a veces con pseudomorfosis).Los fenocristales de anfíbol están ausentes o en poca cantidad (1-4 %), con hábito prismático alargado, intensamente cloritizados y epidotizados, frecuentemente con pseudomorfosis total.La matriz está constituida por un fino agregado de cristales de cuarzo y plagioclasa isométricos o irregulares con tamaños entre 0.02-0.05 mm, a veces hasta 0.02-0.1 mm que se disponen con texturamicrofelsítica-felsítica. En los intersticios sericita y clorita.Las alteraciones secundarias se expresan en la cuarcificación y cloritización de la masa principal, en la sericitización y alteración a minerales arcillosos de las plagioclasas. Hay vetillas rellenas decuarzo, ceolitas, epidota, carbonato, etc. Como minerales accesorios apatito, zircón, leucoxeno.

DacitasEn ellas los fenocristales de cuarzo disminuyen con respecto a las riolitas, componen el 1-5 %, con formas subredondeadas, irregulares, corroídos por la matriz y en algunos casos idiomórficos. Aveces con bordes de recristalización.Sin embargo los fenocristales de plagioclasa, de composición oligoclasa, oligoclasa-andesina, pueden llegar a un 20-25 % y alcanzar tamaños mayores de 5 mm, principalmente cuando las dacitasconstituyen cuerpos domáticos y subvolcánicos, en las típicamente efusivas son menores los contenidos y tamaños.En general tienen formas tabulares y prismáticas con tendencia a la textura glomeroporfídica. Están alterados a minerales arcillosos, clorita, sericita, epidota y otros.En cuanto a los fenocristales de hornblenda, al igual que en las riolitas, están ausentes o participan entre 2-5 %, con hábito prismático alargado, algunos con secciones transversales hexagonales biendesarrollados e igualmente epidotizados y cloritizados hasta con pseudomorfosis completa.La matriz de granulometría fina a mediana, constituida de agregados irregulares, isométricos de cuarzo que incluyen micropoiquilíticamente finos microlitos de plagioclasa. Estos mosaicos tienenformas redondeadas y en algunos casos con tendencia esferulíticas; en las dacitas predomina la textura micropoiquilítica de la matriz, con sericita y clorita en los intersticios. Cuando las dacitas y riolitas pertenecen a las facies subvolcánica o extrusiva, generalmente, la matriz es más cristalina, siendo más frecuentes la textura alotriomórfica e hipidiomórfica granular, (enalgunos casos con microentrecrecimientos).

Tobas y brechas de composición predominantemente ácidaDentro de este grupo tienen gran distribución las tobas lapíllicas, con fragmentos de tamaños entre 2 mm hasta 4 cm., conjuntamente con las de granulometría lapíllico-psammítica y psammítica (0.1-2 mm). Frecuentemente constituyen las rocas hospederas de la mineralización VMS, como al norte de Los Mangos en San Fernando.Las brechas (> 64 mm) están en menor proporción, y en último término las limolíticas.Las texturas más observadas son la litocristalina, cristalolítica, cristalina y las combinaciones con el componente vítreo presente.Composición: Los fragmentos más frecuentes son los litos de riolitas y dacitas, cristales de cuarzo, cristales de plagioclasa, fragmentos de roca intrusiva (plagiogranito) y subvolcánicas, fragmentos detoba, fragmentos de vidrio alterado y otros.El cemento tiene carácter basal y de poro, en menos ocasiones de contacto. En muchos sectores está constituido por los principales minerales de los procesos de alteración hidrotermal, metasomáticosy de mineralización que afectan estas tobas-brechas con un predominio de la asociación cuarzo-sericita-clorita, conjuntamente con pirita y esfalerita, en cantidad subordinada minerales arcillosos,biotita, actinolita, tremolita, etc.En algunas muestras se observa el cemento compuesto por el componente vítreo, con formas características y diferente grado de alteración y recristalización. Las tobas y brechas están cortadas porvetas de diferentes espesores, rellenas de cuarzo, sericita, clorita, epidota y otros, que acompañan a la mineralización metálica, también ceolitas y carbonato.Los minerales accesorios presentes son apatito, rutilo, leucoxeno, esfena, zircón y andalucita.

Tobas-brechas de composición heterogéneaEn ellas, además de los fragmentos descritos para las tobas-brechas ácidas, se localizan fragmentos de basaltos, andesito-basaltos, andesita, diabasa, vidrio cloritizado. Estos fragmentos decomposición media-básica se encuentran desde < 1-5 % hasta 10 %, aunque en algunos casos llegan a ser predominantes. Por lo general tienen formas subredondeadas, sus tamaños varían en unamplio rango desde <1 mm hasta 1-6 cm (brechas). Generalmente estos fragmentos están anfibolizados, epidotizados y cloritizados. En algunos sectores de la Fm. Los Pasos este tipo de litología esbastante abundante.

Basaltos (andesito-basaltos)Exponen textura general amigdaloidal, afírica-oligofírica y subordinadamente porfídica, con fenocristales de plagioclasa y clinopiroxeno. En la matriz son frecuentes las texturas intersertal,microlítica, fibrosa radial y variolítica. La matriz está constituida por microlitos y finos listoncillos de plagioclasa con tamaños hasta 0.1-0.25 mm. Entre ellos se encuentra vidrio cloritizado yuralitizado, relictos de clinopiroxeno con formas prismáticas o isométricas anfibolizados y cloritizados, epidota y minerales metálicos. Es frecuente el desarrollo de agregados radiales compuestos porfibras de plagioclasa, con o sin vidrio intersticial que tienden a constituir las variolas. En general los basaltos (andesito-basaltos) están cloritizados, anfibolizados, albitizados, epidotizados,carbonatizados, zeolitizado, etc. Es muy característico la textura amigdaloidal, se observan amígdalas de diferentes tamaños y formas rellenas por los minerales de las alteraciones secundariaspresentes en estas rocas.Hay basaltos en esta formación que poseen un carácter más hialino de la matriz; en estos casos son frecuentes los fenocristales de plagioclasa con formas prismáticas y tamaños de hasta 4-6 mm,textura glomeroporfídica y con la presencia de grandes amígdalas de formas sinuosas.

Además de las coladas y flujos de basaltos, hay diques de basaltos que cortan diferentes litologías. Ellos se diferencian de los de colada por la ausencia de estructuras amigdaloidales destacables y porel predominio de las texturas microofíticas o subofíticas; generalmente hay anfibol rellenando los intersticios entre los listoncillos de plagioclasa y escasa presencia de vidrio cloritizado. Ladiseminación de polvillo metálico está más generalizada en los basaltos de dique que en los de colada.

Tobas y brechas de composición básicaEn este tipo de litología predominan la granulometría lapíllica (2-64 mm) y psammítica (0.1-2 mm). Las brechas y aglomerados (> 64 mm), aunque participan con carácter subordinado, en algunossectores llegan a ser muy abundantes. Hay diferentes variedades, las más frecuentes son las líticas, litocristalinas, litocristalovítreas y cristalovítreas.Los fragmentos están representados predominantemente por basaltos y andesito-basaltos, siendo muy característicos los hialobasaltos con textura amigdaloidal, así como otros con texturas porfírica,microlítica, hialopilítica, intersertal, afírica, etc. También participan cristaloclastos de plagioclasa de tamaños grandes, anfíboles y litos de diabasa, andesita, etc. Los vitroclastos presentan diferentesformas, tamaños y grado de alteración.El cemento tiene carácter de poro y de contacto, en muchos casos los fragmentos están soldados, a veces con apariencia fluidal.Estas tobas se encuentran cloritizadas, anfibolizadas, biotitizadas, epidotizadas, zeolitizadas, silicificadas, etc.En algunos casos las tobas muestran una mezcla con fragmentos de composición ácida, dando lugar a tobas de composición heterogénea.

Andesitas (andesito-dacitas)Se encuentran subordinadamente y presentan variedades porfíricas, oligofíricas y más raro afíricas, con una matriz microlítica, micropoiquilítica así como pilotaxítica y en algunos casos con tendenciaa traquítica. Las texturas de las rocas son comúnmente masivas y en algunos casos fluidales y bandeadas.La cantidad de fenocristales varía desde 3 % hasta 30 %, con predominio de los de plagioclasa oligoclasa y andesina (An25-33), en cristales con tamaños entre 0.5 mm y 2.5 mm. Subordinadamentehay hornblenda color pardo verdoso, con frecuencia maclados y tamaños entre 0.7-3 mm. En cantidad insignificante (1-2 %) se encuentra piroxeno epidotizado. Por lo general, el contenido de mineralmetálico es menor que 5 %, pero a veces pueden alcanzar hasta 10-15 %. En las rocas que tienen mayor cantidad se presentan en pequeños cristales aciculares.Las alteraciones secundarias son principalmente la cloritización, que puede llegar a constituir hasta el 15 % de la masa principal. En menor grado están presentes la epidotización, carbonatización ypelitización. En el caso de los pórfidos andesito-dacíticos, rocas de la facies subvolcánica, abundantes en algunos sectores, como al norte de Los Mangos en San Fernando, los fenocristales llegan a constituirhasta un 45 % de la roca.Contiene abundantes fenocristales de plagioclasa en prismas de 4 a 5 mm., generalmente zonada y alterada (pelitizada, sericitizada y epidotizada); con menos frecuencia aparecen prismas alargados dehornblenda verde alterada. En cantidad subordinada contiene microfenocristales de cuarzo subredondeado, hasta un5 %. La matriz que predomina es micropoiquilítica, constituida por un agregado xenomórfico de cuarzo con inclusiones de finos microlitos de plagioclasa formando un mosaico, entre los cuales seobservan prismas cortos de plagioclasa y anfibol. En algunos lugares se encuentra la matriz más recristalizada, presentando texturas microcristalinas. El proceso de alteración más desarrollado es laanfibolización, mezclado por lo general con procesos de biotitización, epidotización y cloritización. Atraviesan estas rocas finas vetillas rellenas de zeolitas y epidota

SilicitasEste tipo de roca presenta textura cripto-microcristalina, fosilífera, irregularmente bandeada. Está compuesta por un agregado de cuarzo de fina granulometría, con mezcla de epidota y clorita. Sonmuy abundantes los restos fósiles, principalmente los radiolarios, que se distribuyen de manera no homogénea. Se observa una transición de las silicitas a tufitas y tobas vítreas con abundancia deradiolarios y material silíceo.Estos horizontes silíceos (silicitas, tufitas y tobas vítreas) generalmente piríticos, constituyen importantes horizontes guías como índice de búsqueda en algunos sectores como Antonio eIndependencia.

AreniscasSu distribución es escasa. Están representadas por variedades volcanomícticas. Los fragmentos componen cerca del 75-90 % del volumen de la roca y están representados preferentemente por riolito-dacitas con estructura felsítica, en menor grado por andesito-dacitas, por cuarzo, plagioclasa, etc. Los fragmentos tienen una composición que responde a las rocas de la Fm. Los Pasos.La selección del material es mala, ya que la dimensión de los fragmentos oscila entre 0.2 mm y 2 mm, pero en general, están redondeados.El cemento de la roca tiene carácter de contacto y está constituido por una mezcla arcillosa y ferruginosa y en algunos lugares también silícea.

LimolitasLas limolitas participan en poca cantidad; ellas son oligomícticas. Los fragmentos pueden llegar a componer el 70-80 % del volumen de la roca y están representados por plagioclasa y cuarzo condimensiones desde 0.03 mm hasta 0.1 mm, generalmente poco redondeados. El cemento tiene un carácter intermedio entre basal y de poro y está constituido por una mezcla silíceo-sericítica. Del estudio petrográfico y facial realizado en numerosos sectores de la Fm. Los Pasos se observa que hay variaciones entre ellos, en cuanto a la presencia de las distintas facies y litologías. Algunasde estas diferencias se encuentran, por ejemplo, en la comparación entre las rocas del sector norte del depósito San Fernando y las del depósito Antonio:

· En el sector norte de San Fernando hay mayor proporción de rocas ácidas que en Antonio. En el depósito Antonio son abundantes los basaltos y andesito-basaltos.· En ambos, las secuencias más ácidas están constituídas por lavas, tobas y brechas. En San Fernando predomina la facies explosiva y en Antonio la efusiva y la extrusiva. En el norte de San

Fernando, estas rocas tienen composición riolítica y dacítica, mientras que en Antonio son rioliticas, dacíticas y andesito-dacíticas.· En San Fernando son frecuentes los pórfidos andesito-dacíticos, no siendo así en el depósito Antonio.· En Antonio, la mineralización se encuentra principalmente en el contacto entre las secuencias ácidas y básicas, vinculada a un horizonte silíceo pirítico. En San Fernando es frecuente que

la mineralización se hospede en tobas y brechas predominantemente ácidas, alteradas y eventualmente se relaciona con pórfidos andesito-dacíticos.

Características geoquímicas Se estudiaron más de 100 muestras representativas a las cuales se les determinaron los macrocomponentes en el Laboratorio Central de Minerales “José Isaac del Corral”, Cuba. De un grupo de éstasse realizaron análisis de elementos traza, incluyendo Tierras Raras por Fluorescencia de Rayos X, por Activación Neutrónica y por ICP. Estos análisis se llevaron a cabo en el VSEGEI de SanPetersburgo, en el IGEM de Moscú y en la Universidad de Granada, España. Se utilizaron los softwares NewPet y Trazas para el procesamiento de los resultados analíticos.

Elementos mayoresLas rocas de esta formación comprenden un amplio rango de contenidos de SiO2, desde alrededor de 45 hasta cerca del 80 %, pero no hay continuidad en la composición, sino se presentan dosgrandes grupos: 1- miembro básico (basaltos + andesito-basaltos) 2-miembro ácido (dacitas + riolitas), con escasa presencia del miembro intermedio (andesi-tas), en clara manifestación debimodalidad, como se observa en el histograma de ocurrencia (fig. 3) y en el gráfico de clasificación según Le Maitre, 1989 (fig. 4). La bimodalidad característica de la formación no está bienexpresada en los sectores donde hay abundante presencia de pórfidos andesito-dacíticos, como en San Fernando.

En la Tabla 1 se reflejan los macrocomponentes de un grupo de muestras representativas.

Tabla1

Análisis químico de muestras representativas de la fm. Los pasos

Muestra Roca SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O

P2O5 PPI SO3 CO2 H2O-

Al-64 Riolita 75.30 0.29 13.45 1.65 0.58 0.02 0.21 0.44 7.22 0.31 0.067 0.48 < 0.1 0.36 0.25

Al-68-D Riolita 72.08 0.29 14.50 1.47 1.92 0.07 1.07 1.50 6.45 0.15 0.061 1.24 < 0.1 0.36 0.26

Al-76 Tobasoldadadacítica

72.86 0.32 12.18 1.26 1.21 0.08 1.01 2.30 4.39 0.49 0.061 4.00 < 0.1 2.94 0.57

Al-78 Riolita 73.38 0.31 13.15 0.52 2.17 0.10 1.05 1.10 6.30 0.31 0.020 1.64 < 0.1 1.55 0.50

Al-78-A Dacita 68.94 0.36 14.27 1.86 1.30 0.09 1.54 1.93 4.75 1.31 0.083 2.74 < 0.1 2.22 0.82

Al-79 Riolita 72.88 0.34 12.85 0.98 1.73 0.08 0.90 1.57 6.66 0.34 0.068 1.68 < 0.1 1.91 0.27

Al-93 Riolita 74.72 0.35 13.15 0.99 1.71 0.05 1.72 0.50 4.41 1.04 0.084 1.42 < 0.1 0.53 0.28

Al-184 Riolita 72.92 0.31 13.23 0.93 0.91 0.04 0.46 2.00 4.84 1.43 0.073 2.14 < 0.1 2.38 0.25

Al-184-2

Riolita 73.16 0.37 13.45 1.19 1.38 0.07 0.92 0.99 4.08 2.27 0.083 1.30 < 0.1 0.13 0.27

L-18 Riolita 73.12 0.36 14.17 0.32 2.93 0.10 1.80 1.16 5.46 < 0.1 0.07 - - - -

Al-67-A Basalto 52.32 0.53 15.84 3.99 4.73 0.21 7.95 6.37 4.57 < 0.1 0.062 2.74 < 0.1 0.69 0.48

Al-67-B Basalto 48.20 0.72 15.99 4.70 4.32 0.15 9.46 9.82 3.02 < 0.1 0.131 3.22 < 0.1 1.19 0.36

Al-67-C Basalto 48.96 0.73 15.84 4.57 4.44 0.44 9.68 9.47 3.04 < 0.1 0.144 3.26 < 0.1 1.11 0.55

Al-67-D Andesito- 51.68 0.53 15.92 4.83 4.02 0.20 7.21 7.80 4.35 < 0.1 0.054 2.94 < 0.1 0.94 0.85

file:///C|/Users/dino/Desktop/Arcos2/Pasosp.htm[7/24/2013 6:30:27 PM]

basalto

Al-67-E Basalto 47.98 0.71 15.99 4.70 4.41 0.15 9.71 10.31 2.86 < 0.1 0.144 3.08 < 0.1 1.08 0.41

Al-68-B Basalto 46.36 0.79 15.34 2.60 6.43 0.19 11.89 9.41 1.61 0.1 0.124 5.16 0.73 4.02 0.39

L-17 Basalto 45.64 1.10 17.21 4.80 7.37 0.28 9.74 12.30 1.10 < 0.1 0.12 - - - -

L-18-2 Basalto 48.84 1.08 19.63 4.37 4.49 0.19 7.12 10.67 2.50 0.41 0.11 - - - -

En los diagramas SiO2-Elementos mayores se observan también dos grupos separados confirmando la bimodalidad; otro aspecto que se manifiesta es la dispersión de los contenidos de Mg en lasrocas básicas (ver el ej. del Mg, fig. 5). Cuando se escalean elementos compatibles como TiO2 y MgO también se hace patente la separación en dos grupos.

El K2O, aunque se encuentra generalmente en bajas concentraciones para toda la gama de contenidos de sílice, presenta algunos incrementos y cierta dispersión de los valores, especialmente en losmiembros ácidos, la suma de álcalis da valores menos dispersos. Si se lleva la relación K2O-SiO2 a los gráficos de discriminación de las series volcánicas, las muestras de Los Pasos se ubican con preferencia en el campo de bajo potasio, de acuerdo con Le Maitre,1989 (fig. 6) y en el campo toleítico siguiendo a Peccerillo y Taylor, 1976 (fig. 7), aunque también hay con pertenencia calcoalcalina (L. Díaz de Villalvilla, 1988, 94). Situación algo parecida ocurreen otras formaciones caribeñas de arco, como con algunas muestras de la Fm. Water Island (Islas Vírgenes) tomadas de diferentes autores y representadas en las figuras 8 y 9.

Formación Los Pasos: geología, geoquímica y su comparación con el Caribe

Elementos trazaLos contenidos promedios de Rb, Sr, Zr, Y, y V son más bien bajos y tanto en las rocas ácidas como en las básicas dan valores comparables a los obtenidos por distintos autores para rocas toleíticasde diferentes arcos de islas (Jakes y Gill, 1970; P. Jakes, A. White, 1972; J. Pearce, J Cann, 1973; A. Miyashiro, 1975; J. Pearce, 1982 ). Ver Tablas 2 y 3.

Tabla 2 Contenido promedio (ppm) de elementos traza en rocas de la fm. los pasos.

ROCA Sr Rb Zr Y Ba Nb V Ni Cr Sc Co U Th

Basalto+andesito -basalto 125 6 54 18 200 4 225 93 223 41 28 0.9 1

Andesita 236 13.0 105.25 23.5 925 4.5 190.0 8.0 8.5 25 19.5 0.75 1.38

Dacita + Riolita 101 12 110 33 205 4.68 36.68 20.3 119 18 7.00 0.59 1.13

Tabla 3 Elementos traza. Comparación de rocas de la fm. Los pasos con rocas de la serie th de

arco de islas

Díaz de Villalvilla L. 1988 Jakes y White 1972 Jakes y Gill1970

Pearce y Cann1973

Miyashiro A.1975

Pearce 1982

Elemento Basaltos de laFm. Los

Pasos

Dacitas yriolitas de la

Fm. Los

Basaltos de laserie TH dearco de islas

Dacitas de laserie TH dearco de islas

Serie TH dearco de islas

Contenidomedio toleitacon bajo K

Serie TH dearco de islas

Toleitas dearco

volcánico

Pasos

Rb 6 12 5 15 3-10 - 0-20 4.7

Sr 125 100 200 90 100-200 207 - 231

Y 18 32 - 23 - 19 - 17

Zr 54 116 70 125 - 52 40-130 40

V 217 17 270 19 - - - -

K/Rb 1432 706 1000 870 - - - -

La pertenencia de esta formación a arco insular y su carácter predominantemente toleítico se aprecian cuando se relacionan entre sí los contenidos de algunos elementos incompatibles, así se tieneque:· Atendiendo a los elementos Hf, Th, Ta y Nb, los basaltos de esta formación, siguiendo a Wood, 1980, se comportan como propios de los márgenes destructivos (arcos insulares) (fig. 10).

  

· La relación Ti vs Zr para los basaltos de Los Pasos es la que corresponde, según Pearce y Cann, 1973, a la serie TH (fig. 11).

Utilizando V vs Ti para discriminar entre basaltos de arcos y fondo oceánico, en el gráfico de Shervais, 1982, se determina que los basaltos de Los Pasos corresponden fundamentalmente al ambientede arco (fig. 12).

file:///C|/Users/dino/Desktop/Arcos2/Pasosp.htm[7/24/2013 6:30:27 PM]

Sin embargo el carácter geoquímico complejo de esta formación se pone de manifiesto al relacionar Ti, Cr, Ni, Co, ya que en este caso se hace más patente la presencia de algunos basaltos queclasifican como tipo MORB o como transicionales. (figuras 13 y 14).

Tierras RarasLas tierras raras en las rocas básicas están en concentraciones bajas (ver Tabla 4), el enriquecimiento respecto a los condritos es de 5 a 20 veces, los patrones de distribución son casi planos o conpequeño incremento (o ligera depresión en algunos casos) en la rama de las TR ligeras (fig. 15). La relación La / Yb se acerca a la unidad, lo cual indica poco fraccionamiento de las TR y apoya laidea de la clasificación de estas rocas como de composición primitiva. En patrones de basaltos más alterados, espilitas, se observan anomalías positivas de Eu (fig. 15), posiblemente debido a queestas muestras son prácticamente cúmulos de plagioclasas, como se ha observado en su textura microscópica que contiene numerosos microlitos y listoncillos de este mineral.

Tabla 4 Tierras raras (ppm) en rocas de la Fm. Los Pasos

Muestra L-13 L-13-1 L-17 L-18 L-18-1 L-18-2 AL-184 AL-184-2 AL-58-1 AL-64 AL-67-A

Roca Riolita Basalto Basalto Riolita Basalto Basalto Riolita Riolita Anfibolita Riolita Basalto

La 3.20 1.70 2.20 5.10 1.40 5.60 2.99 2.36 1.52 1.52 1.89

Ce 7.90 4.30 5.90 12.50 7.80 12.50 7.64 7.17 3.69 4.21 4.88

Pr 1.20 0.64 0.93 1.70 1.20 1.80 1.25 1.18 0.63 0.76 0.75

Nd 5.90 3.20 4.80 8.30 6.00 8.80 6.71 6.60 3.40 4.12 3.99

Sm 2.02 1.01 1.65 2.57 2.33 2.61 2.13 2.20 1.22 1.22 1.38

Formación Los Pasos: geología, geoquímica y su comparación con el Caribe

Eu 0.81 0.82 1.33 1.00 1.74 1.12 0.65 0.64 0.47 0.27 0.54

Gd 3.10 1.60 2.90 3.80 4.60 4.20 2.49 2.92 1.65 1.03 2.05

Tb 0.55 0.25 0.49 0.67 0.72 0.72 0.43 0.51 0.31 0.18 0.36

Dy 3.30 1.60 3.10 4.30 4.60 4.50 2.81 3.48 2.07 1.21 2.42

Ho 0.78 0.36 0.74 0.99 1.10 1.10 0.65 0.83 0.48 0.31 0.58

Er 2.30 1.00 2.30 2.90 3.10 3.30 1.80 2.42 1.38 0.97 1.64

Tm 0.36 0.16 0.35 0.45 0.48 0.51 0.29 0.39 0.22 0.17 0.26

Yb 2.30 0.92 2.00 2.80 2.80 3.10 1.87 2.41 1.36 1.13 1.63

Lu 0.40 0.17 0.36 0.52 0.46 0.53 0.29 0.37 0.22 0.19 0.25

Tabla 4 CONTINUACIÓN) Tierras Raras (ppm) en rocas de la Fm. Los PasosMuestra AL-67-B AL-67-C AL-67-D AL-67-E AL-68-B AL-68-D AL-76 AL-78 AL-78-A AL-79 Al-93

Roca Basalto Basalto Basalto Basalto Basalto Dacita Dacita Dacita Dacita Dacita Riolita

La 5.09 4.80 2.11 4.83 4.59 2.45 3.14 2.38 3.38 2.29 2.77

Ce 12.99 12.54 4.10 12.51 11.11 7.13 8.04 7.00 8.56 6.77 6.39

Pr 2.12 2.12 0.79 2.12 1.72 0.88 1.39 0.98 1.40 1.01 1.29

Nd 9.80 10.67 4.22 10.63 8.41 4.26 7.39 5.19 7.39 5.38 6.86

Sm 2.83 2.88 1.36 2.84 2.32 1.21 2.48 1.55 2.02 1.69 2.20

Eu 0.98 0.99 0.54 1.00 0.77 0.34 0.67 0.42 0.53 0.55 0.60

Gd 3.12 3.12 1.90 3.11 2.49 1.34 2.82 1.72 2.36 1.91 2.65

Tb 0.48 0.49 0.34 0.49 0.40 0.23 0.48 0.29 0.41 0.32 0.47

Dy 2.93 3.01 2.36 2.96 2.43 1.51 3.07 1.94 2.74 2.14 3.05

Ho 0.65 0.65 0.54 0.65 0.54 0.36 0.74 0.46 0.66 0.52 0.70

Er 1.72 1.71 1.49 1.75 1.36 1.03 2.12 1.45 1.98 1.55 1.93

Tm 0.26 0.26 0.23 0.26 0.20 0.17 0.35 0.24 0.34 0.27 0.29

Yb 1.64 1.66 1.51 1.66 1.27 1.18 2.44 1.65 2.19 1.81 1.78

Lu 0.25 0.24 0.22 0.25 0.18 0.19 0.38 0.27 0.36 0.30 0.25

Los patrones de dacitas y riolitas son también planos o casi planos, con baja relación La / Yb y con frecuencia muestran anomalías negativas de Eu (fig. 16 y Tabla 4).

Las vulcanitas de la Fm. Los Pasos tienen relaciones cogenéticas con rocas intrusivas ácidas, principalmente plagiogranitos y probablemente con algunos cuerpos de gabroides, formando unaasociación volcano-plutónica (L. Díaz de Villalvilla, K. Sukar, 1995), ésto se refleja en la semejanza entre los patrones de TR de las vulcanitas y de las rocas intrusivas (figuras, 15, 16 y 17).

COMPARACIÓN CON FORMACIONES CARIBEÑAS DEL CRETÁCICO TEMPRANO Las características composicionales propias de los magmas toleíticos, el poco fraccionamiento de las tierras raras y el predominio de los miembros ácidos, asemejan la Fm. Los Pasos a otras delCretácico Temprano en el área del Caribe, consideradas de arco primitivo, (T. W. Donnelly, et al., 1990) las cuales a menudo presentan carácter bimodal.Se encuentran semejanzas geoquímicas en los rangos de contenidos de Al2O3, MgO, K2O y TiO2 cuando se comparan las rocas de Los Pasos con las de Water Island y Louisenhoj (Islas Vírgenes),Maimón, Los Ranchos, Guamira (República Dominicana), Grupo Pre-Robles en Puerto Rico y Devil’s Racecourse en Jamaica. Por ejemplo el rango de los contenidos de K2O en los basaltos de LosPasos es semejante al reportado para las espilitas de Islas Vírgenes, entre 0.1 y 1.3 por Donnelly, et al., 1980 y también puede compararse con el Grupo Pre-Robles de Puerto Rico. El TiO2 presentavalores bajos de promedio 0.69, comparables igualmente con las espilitas de las Islas Vírgenes (0.50-0.72) y con Pre-Robles; en general inferiores a los valores de los MORB.En cuanto a los elementos traza las mayores semejanzas se encuentran en las concentraciones de Y, Sr, Zr, Rb, V y Co. El V en las rocas básicas de Los Pasos alcanza concentraciones relativamenteelevadas y otro tanto sucede con el Cr aún en las rocas ácidas. En algunos basaltos de Maimón, Pre-Robles, Guamira y el N de Haití también se han determinado altas concentraciones de estoselementos. La mayoría de los valores de Th y U son bajos (<1) para los basaltos de Los Pasos. La relación Th / U varía entre 1 y 1.5, cercano al valor propuesto por Jakes y White, 1972, de 1.6 parabasaltos de la serie TH y al contenido promedio de las espilitas de la Fm. Water Island de 1.4.En la Tabla 5 se exponen los contenidos de elementos traza en rocas de Los Pasos y de otras formaciones del Caribe consideradas PIA. De las formaciones Water Island y Devil’s Racecourse setienen valores promediados, en los demás casos se trata de muestras individuales. En general, se observan mayores similitudes con Los Pasos en las formaciones de Islas Vírgenes.

Tabla 5 Contenidos de elementos traza en rocas de la fm. Los pasos y en otras formaciones consideradas pia MUESTRA YFORMACIÓN

TIPO DE ROCA Sr Rb Zr Y Ba Nb V Ni Cr Sc Co U Th

Los Pasos Promedio Basalto + andesito-basalto 125 6 54 18 200 4 225 93 223 41 28 0.90 0.83Promedio Dacitas + riolitas 101 12 110 33 205 4.68 36.68 20.30 119.28 18.6 7.00 0.59 1.13Water Island Promedio (Donnelly T.W.)

Espilitas 176 10 34 14 113 0.25 241 38 68 37.9 36 0.15 0.21

Promedio (Donnelly T.W.)

Queratófiros 109 7 107 31 126 1.39 36 9 20 16 7 0.31 0.62

Louisenhoj 63-79 (Donnelly T. W.) Andesita basáltica 102 3.4 29 14.4 124 0.19 225 21 38 46 28 0.38 0.2963-28 (Donnelly T. W.) Basalto 194 10.14 41 19.2 192 0.69 0.24 0.77

63-125 X (Donnelly T.W.)

Dacita 176 2.6 54 34.2 148 0.79 112 5 5 22 10 0.31 0.44

Pre-Robles Donnelly T. W. Roca básica 172 10 37 19 114 300 80 311 36 44 0.23 0.50

Guamira 87-38 (Lebrón M. C.) Basalto 83.6 11.6 54.6 16.8 111 0.5 72 372 Maimón 92-103 (Lewis J.) Basalto 58 24 50 70 25 93-43 (Lewis J.) Basalto 32 18 175 580 25 91-78 (Lewis J.) Riolita 68 22 10 30 < 5 93-27 (Lewis J.) Riolita 54 22 10 30 < 5 LP-139 (Loma Pesada,Lewis J.)

Basalto 135.2 0.4 101 38 264 17 351 9 <10 37 40.8 0.27

LP-04 (Loma Pesada,Lewis J.)

Riolita 58 <1 99 24 104 1 30 3 28 4.7 2 0.5

CM-75 (Cerro deMaimón, Lewis J.)

Basalto 97.5 5.6 30.2 6 2.97.8 0.6 187 94 552 46 32 1.2

CM-63 (Cerro deMaimón, Lewis J.)

Dacita 21 11 43 10 42.7 1 51 1 36 11 5

LB-16/50 (LomaBarbuito, Lewis J.)

Basalto 34 16 120 35

LD-259 (Loma Barbuito,Lewis J.)

Dacita 59 22 1 34 3 34 3

Devil’s Racecourse Promedio (Jackson T.) Espilitas 389 16 94 34 448 1 70 Promedio (Jackson T.) Dacitas 289 5 122 31 611 1 75 Formaciones del norte deHaití

97 (Soler E.) Básica 117 2 261 58 2 14 42 37 0.28 1.03

103 (Soler E.) Básica 539 5 78 53 298 838 33 64 0.20 0.84

92 (Soler E.) Básica 453 5 102 388 18 61 21 16 0.42 3.05

193 (Soler E.) Básica 221 8 100 411 46 170 2 23 0.72 2.05

196 (Soler E.) Básica 265 10 131 416 35 166 23 20 0.79 1.98

88 (Soler E.) Cuarzo queratófiro 154 18 143 282 3 10 11 6 0.77 2.44

221 (Soler E.) Cuarzo queratófiro 154 25 152 389 1 8 11 6 0.77 2.66

En cuanto a las TR hay semejanzas entre los patrones de otras formaciones caribeñas consideradas de arco primitivo con los de la Fm. Los Pasos. El patrón de distribución en el caso de la muestra debasalto Guamira es prácticamente plano (fig. 18), similar a varios de la Fm. Los Pasos (fig. 15). Asimismo, en ejemplos de Islas Vírgenes y Puerto Rico (figuras 19 y 20) se mantienen lasconcentraciones bajas de TR, en general con un enriquecimiento respecto a los condritos de 4 a 20 veces y con las anomalías positivas y negativas del Eu para las espilitas y queratófirosrespectivamente, al igual que se observan en la Fm. Los Pasos (figuras 15 y 16).

En cuanto a la estratigrafía, atendiendo a los datos que se poseen hasta el momento, existe

una diferencia importante, pues este conjunto bimodal de Cuba (Fm. Los Pasos) se cubre por una formación predominantemente calcoalcalina (TH-CA), de espesor considerable (Fm. Mataguá) y nopor una unidad de calizas como ha sido reportado para algunas de las secuencias bimodales cretácicas del Caribe. Esta situación estratigráfica se puede analizar preliminarmente en la fig. 21

(modificada de M. C. Lebrón y M. R. Perfit, 1994 ) y en las figuras 1 y 2 (D. García et al, 1997), aunque se requieren datos complementarios sobre las asociaciones faunísticas presentes en estascalizas caribeñas, su interpretación y datación, así como investigaciones estructurales y estratigráficas que permitan una mejor y posterior comparación.

MINERALIZACIÓN ASOCIADAIdentificados claramente con esta unidad y distribuidos a todo lo largo, están los depósitos de sulfuros masivos volcanogenéticos de Cu-Zn con Au y Ag acompañantes San Fernando, El Sol,Independencia, Boca Toro, Antonio y Los Cerros del tipo Kuroko (fig. 22). Están relacionados espacialmente con rocas de composición predominantemente ácida(fragmentarias, de domos y otras), como en San Fernando (Arcial, F., 1996; Santa Cruz Pacheco, M., Díaz de Villalvilla, L. et al., 1997; Díaz de Villalvilla, L. et al, 1998; 2000), o en el límite entrelas secuencias más ácidas (dacitas y andesito-dacitas) y básicas, como en el depósito Antonio (Gallardo, E., 1992, 1994; Díaz de Villalvilla, L. et al,1998,2000). Las rocas hospederas generalmenteestán alteradas, predominando la silicificación, sericitización y cloritización, también en menor proporción se observa anfibol, biotita, minerales arcillosos y otros.

Los cuerpos lenticulares están constituidos principalmente por pirita, calcopirita y esfalerita, más raramente

por galena, tetraedrita, pirrotina, oro, arsenopirita, marcasita y bornita.Las estructuras varían, desde diseminadas hasta masivas y presentan tendencia a la zonación mineral vertical, similar a los depósitos Kuroko (Eldridge Stewart, C. et al., 1983). Las texturas máscaracterísticas son las alotriomorfogranular, idiomorfogranular, corrosiva y de cemento. En ocasiones se observan inclusiones muy finas de calcopirita “disease” en esfalerita; este proceso desustitución es conocido con el nombre de frontera térmica y se le atribuye temperatura de formación de 250o-300o C.Por lo general, las menas Zn-Cu, Cu se distribuyen en los niveles superiores transicionando hacia la parte inferior a zonas de stockwork o stringer fundamentalmente de menas piríticas estériles, enocasiones con trazas de sulfuros de metales básicos.

CONCLUSIONES ¨ La Fm. Los Pasos comprende rocas de diferentes contenidos de sílice, pero no existe una continuidad en la composición, sino dos grupos extremos con poca presencia del miembro intermedio. Las

rocas ácidas predominan en número sobre las básicas. La geoquímica de los elementos mayoritarios también indica bimodalidad.¨ Ambos grupos muestran, en lo fundamental, características geoquímicas de toleitas de arcos volcánicos insulares o secuencias tipo PIA y subordinadamente calcoalcalinas.¨ La bimodalidad característica de la formación no está bien expresada en los sectores donde es abundante la presencia de los pórfidos andesito-dacíticos de la facies subvolcánica, que corresponden

a una composición intermedia y tienen carácter preferentemente calcoalcalino.¨ Los patrones de distribución de las TR indican poco fraccionamiento, característica propia de los magmas primitivos.¨ Esta unidad tiene semejanzas geoquímicas con algunos conjuntos bimodales del área del Caribe del Cretácico temprano considerados de arco primitivo.¨ Atendiendo a los datos que se poseen hasta el momento, la diferencia estratigráfica más importante es que el conjunto bimodal de Cuba se cubre por una formación calcoalcalina (TH-CA) de

espesor considerable, la Fm. Mataguá y no directamente por una unidad de calizas como ha sido reportado para algunas de las secuencias bimodales cretácicas del Caribe. Son indispensablesinvestigaciones complementarias sobre las asociaciones faunísticas presentes en estas calizas caribeñas, su interpretación y datación.

¨ Se requiere profundizar en las investigaciones estructurales, estratigráficas, paleontológicas y geoquímicas que caractericen integralmente el arco primitivo en esta región de Cuba Central. Elsistema de arco de islas primitivo (PIA) evolucionó durante el Cretácico Inferior (Neocomiano-Aptiano?) con su zona de subducción al sur, buzando hacia el norte.

¨ Frecuentemente existe vinculación espacial de la mineralización con las facies central y proximal de las estructuras volcánicas.¨ Los depósitos VMS vinculados a la Fm. Los Pasos, se hospedan en rocas ácidas ( tobas y brechas; de domo u otras ) o en el límite entre secuencias ácidas y básicas; en algunos sectores se

relacionan con horizontes silíceos piríticos que constituyen guías para la búsqueda. Eventualmente la roca hospedera de la mineralización son los pórfidos andesito- dacíticos. Las rocas hospederasfrecuentemente están alteradas, con predominio de la silicificación, sericitización y cloritización.

¨ Los cuerpos lenticulares están constituidos principalmente por pirita, calcopirita y esfalerita y más raramente por galena, tetraedrita, pirrotina, oro, arsenopirita y bornita ; con texturas desdediseminadas hasta masivas

¨ La presencia de calcopirita “disease” en esfalerita indica procesos de formación a temperatura de 2500- 3000 C.¨ Existe tendencia a la zonación de la mineralización en sentido vertical, similar a los depósitos tipo Kuroko, observándose las menas Zn-Cu y Cu, distribuidas en los niveles superiores

transicionando hacia las partes inferiores a la mineralización pirítica estéril, típica de zonas de stockwork o stringer.

AgradecimientosLos autores desean expresar su agradecimiento al Dr. V. N. Zelepuguin, del VSEGEI, Rusia, pionero en las investigaciones sobre el volcanismo de Cuba Central y en particular de esta región.Igualmente agradecen a los colegas I. Tijomirov; A. Markovski, A, Dobnia del VSEGUEI, así como al Dr. Rafael Torres, Dr. Antonio García y Dr. Fernado Bea, de la Universidad de Granada,España, por los análisis de elementos traza de rocas volcánicas cubanas.A la Licenciada Edda Domínguez por su valiosa colaboración.

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NUEVAS CONSIDERACIONES SOBRE LA PETROGENESIS DE LOS GRANITOIDESDEL ARCO VOLCÁNICO CRETÁCICO DE CUBA CENTRAL

(REGIÓN DE LAS VILLAS)

Kustrini Sukar(1)

Mireya Pérez(2)

Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de LaHabana. 11000 Cuba. E-mail: (1) nini@lacemi.cu (2) ceta@ceniai.inf.cu RESUMEN Se presentan en este trabajo nuevos datos geológicos y petroquímicos de los granitoides del arco volcánico cretácicode Cuba Central (región de Las Villas). En esta región fueron establecidas anteriormente dos formaciones de estosgranitoides: gabro-plagiogranítica (Albiano-Cenomaniano) y granodiorito-granítica (Cenomaniano-Campaniano)(Sukar, 1991; Sukar y Pérez, 1992, 1997). La formación gabro-plagiogranítica está integrada por granitoidescalcoalcalinos sódicos que afloran dentro del complejo anfibolítico Mabujina. Son rocas de composición, desde ladiorita hasta el plagiogranito, que se caracterizan por sus valores relativamente bajos de K2O (< 1%) y K2O/Na2O(< 0.25) así como la baja concentración de las tierras raras (15 veces el valor de los condritos) cuya relación deLa/Yb es de 5.5 a 32.8. La formación granodiorito-granítica está integrada por granitoides calcoalcalinos potásico-sódicos de composición, desde la diorita hasta el granito, los cuales forman grandes cuerpos emplazados en el límiteentre el complejo volcánico-sedimentario cretácico y el complejo Mabujina. Sus principales rasgos geoquímicos son:el alto valor de K2O (>1%) y K2O/Na2O (>0.25) así como una mayor concentración de las tierras raras (40 veces elvalor de los condritos) con el valor de La/Yb: de 11.8 a 12.5.Los estudios geológico-petroquímicos realizados posteriormente por Sukar y Pérez (1998) revelaron la presencia deuna tercera formación, más antigua: plagioriolito-plagiogranítica (Neocomiano?). Esta formación está integradaprincipalmente por los plagiogranitos toleíticos sódicos que se emplazan dentro de la Fm. Los Pasos (sección inferiordel complejo volcánico-sedimentario cretácico). Estos plagiogranitos se caracterizan por un alto contenido de SiO2(73-78%) con valores muy bajos de K2O (< 0.7%) y K2O/Na2O (<0.2) así como los patrones de TR planos (La/Yb esde 1.5 a 2), los cuales hacen comparables con los granitoides toleíticos del estadio inicial de arco volcánico (Jakes yGill, 1970) o los granitoides de arco de isla primitivo (PIA) reconocido por primera vez por Donnelly y Rogers(1967). Esta fuerte variación petro-geoquímica de los granitoides, observada desde la formación más antigua(plagioriolito-plagiogranítica) hacía las más jóvenes (gabro-plagiogranítica y granodiorito-granítica), indica uncambio del quimismo del magma durante el Albiano y que, posiblemente, esta relacionado con un cambio de lapolaridad de subducción.

ABSTRACT

Cretaceous island arc granitoids are widespread in the Las Villas region, central Cuba, forming a discontinue beltextended around the north- and eastern portions of the Escambray metamorphic massif. In this region, two mainformations of these granitoids have been previously defined: gabbro-plagiogranitic (Albian-Cenomanian) andgranodiorite-granitic (Cenomanian-Campanian) formations (Sukar, 1991; Sukar and Pérez, 1992, 1997). Sodic (low-K) calc-alkalic granitoids, including gabbro, diorite, quartz diorite and tonalite, comprise one of these formations.These granitoids have low value of K2O (< 1 %) and K2O/Na2O (< 0.25). Their REE patterns show mild enrichmentin LREE (15 - 30 times chondrites) with relative depletion in HREE. The second formation is of the potasic-sodic(medium-K) calc-alkalic series and includes most large bodies of granitoids which range in composition from diorite,through quartz diorite, granodiorite, to granite. Compared to the first formation, the granodiorite-granitic formationhas higher value of K2O (> 1 %) and K2O/Na2O (> 0.25). Their REE patterns show moderate enrichment in LREE

(30 - 50 times chondrites) and depletion in HREE.Geologic- and petrochemical study realized later (Sukar and Pérez, 1998) in Las Villas region reveals the presence ofearliest third granitoid formation: plagioriolite-plagiogranitic (Neocomian?). The granitoids of this formation arecomposed mainly of sodic tholeiitic plagiogranites which are emplaced within the Los Pasos formation (the lowestsection of the cretaceous volcanic complex). Their distinguishing features are the very high SiO2 content (73-78%)with very low values of K2O (< 0.7 %) and K2O/Na2O (< 0.2) as well as the flat REE patterns (La/Yb: 1.5 - 2) withlow REE concentrations (10 – 20 times chondrites), which are typical of island arc tholeiitic or primitive island arcseries. This strong variation of the petrochemical features of granitods which occurred from the earliest formation tothe others (gabbro-plagiogranitic and granodiorite-granitic) indicates the changes in the chemistry of arc magmasduring the Albian, which is possibly related to the subduction polarity reversal event. INTRODUCCIÓN En Cuba Central (región de Las Villas) los granitoides del arco volcánico cretácico, denominados tradicionalmente“granitoides del cinturón Manicaragua”, se encuentran ampliamente difundidos. En las etapas tempranas del estudiogeológico de esta región, estos granitoides fueron tratados inicialmente como formaciones post-orogénicas(Schurmann, 1935) o como formaciones batolíticas diferenciadas (Thiadens, 1937; Hatten et al.,1958; Semenov et al.,1968 y otros). En estas últimas, Thiadens (1937) y Hatten et al. (1958) incluyeron también las anfibolitas de Mabujina . A partir de 1980, como resultados de los trabajos del levantamiento geológico realizados a distintas escalas en laregión de Las Villas (Pavlov, 1970; Kantchev et al., 1978; Dublan et al., 1987 y otros), surgió un nuevo concepto queconsidera a los granitoides del cinturón Manicaragua como formaciones de un arco volcánico de edad CretácicoSuperior (Shein et al., 1985; Millán y Somin, 1985; Linares et al., 1986; ACC, et al.,1988 y otros). Los primerosintentos en abordar los problemas de la petrología de estos granitoides fueron los trabajos de Eguipko et al. (1984 ) yPérez et al. (1986). Más tarde, Sukar (1991) y Sukar y Pérez (1992, 1997) realizaron los estudios petrológicos másdetallados y establecieron dos formaciones de granitoides del arco volcánico cretácico: formación gabro-plagiogranítica (Albiano-Cenomaniano) integrada por los granitoides calcoalcalinos sódicos y formación granodiorito-granítica (Cenomaniano-Campaniano) compuesta por los granitoides calcoalcalinos potásico-sódicos. Posteriormente,Sukar y Pérez (1998) obtuvieron nuevos datos geológicos y petroquímicos que permitieron establecer una terceraformación, más antigua: plagioriolito-plagiogranítica (Neocomiano?). Los granitoides de esta formación, por susrasgos petro-geoquímicos, son comparables con los granitoides toleíticos del estadío inicial del arco volcánico otambién, con los granitoides de arco de isla primitivo (PIA). El propósito de este trabajo es presentar nuevos datosgeológicos y petroquímicos compilados de los granitoides del arco volcánico cretácico de la región de Las Villas, convistas a esclarecer la petrogénesis del propio arco en esta región. POSICIÓN GEOLÓGICA Y RASGOS GENERALES DE LOS GRANITOIDES En Cuba Central los granitoides del arco volcánico cretácico afloran fundamentalmente en su parte meridional,formando cuerpos de diferentes tamaños y dispuestos en una franja estrecha y alargada (de casi 100 Km de largo y unancho de 1 a 15 Km) que bordea al macizo del Escambray, en sus partes norte y este (fig. 1).

En la parte norte de la franja afloran los mayores cuerpos de granitoides, que son (de oeste al este) los macizos deManicaragua y Sipiabo, ambos emplazados en el límite entre el complejo volcánico-sedimentario cretácico y elanfibolítico Mabujina; el macizo de Sancti Spiritus, situado en el límite entre los depósitos cuartenarios y el complejoanfibolítico Mabujina; y el macizo de Las Tosas que aflora dentro del complejo anfibolítico, limitándose su partemeridional con el macizo de Escambray tectónicamente. Con el complejo vulcanógeno-sedimentario cretácico y lasanfibolitas de Mabujina los granitoides tienen contacto tanto intrusivo como tectónico. Todos estos macizos estáncompuestos de un conjunto muy amplio de rocas, desde diorita hasta granito y pegmatita (fig. 2). Su fase principalconsiste en diorita cuarcífera y granodiorita, que transicionan facialmente a diorita, tonalita y plagiogranito. Losgranitos leucocráticos son muy escasos y cortan las rocas de la fase principal. Las magmatitas más tardías estánrepresentadas por las vetas aplito-pegmatíticas atravesadas por diques de pórfido granítico, porfirita diorítica ylamprófido. Las dioritas cuarcíferas y granodioritas son las rocas predominantes. Las granodioritas son de color contonalidades claras: blanco grisáceo, blanco cremoso o gris muy claro con tonalidad verdosa (por epidota); en cuyamasa principal se destacan los cristales oscuros de hornblenda y biotita. Poseen una estructura masiva y la texturahipidiomórfica. Entre las granodioritas predominan las variedades biotítico-anfibólica hasta anfibólico- biotítica. Sucomposición se caracteriza por un contenido significativo de feldespatos potásicos (10-20 %), el contenido casi igualde biotita y hornblenda (5-7 %) y un mayor contenido de minerales accesorios (3 %) representados por la magnetita,apatito, esfena, zircón y raramente ortita y granate. La plagioclasa es el mineral principal (53 %) y está representadafundamentalmente por la andesina y, menos frecuentemente, la oligoclasa. El feldespato potásico consiste enmicroclina, en ocasiones, pertítica. El cuarzo (20 %) es alotriomórfico con extinción ondulante.

Las dioritas cuarcíferas están compuestas por plagioclasa zonada (andesina, 60-70 %), cuarzo (10-15 %), hornblenda(5-15 %) y biotita (3-5 %). Las tonalitas se diferencian de las dioritas cuarcíferas por su mayor contenido de cuarzo(25-30 %) y menor basicidad de las plagioclasas (oligoclasa-andesina). Los granitos leucocráticos forman vetillas contextura aplítica o alotriomórfica de grano fino. Con el aumento de su espesor aparece, en algunas partes, la texturaporfírica con la masa principal hipidiomórfica de grano fino a medio, observándose los fenocristales del cuarzo yfeldespato potásico. Su composición se caracteriza por el contenido igual del cuarzo, feldespato potásico y laplagioclasa ácida, con un bajo contenido de la biotita (3-4 %).Todos estos granitoides que integran los macizos Manicaragua, Sipiabo, Sancti Spíritus y LasTosas, por sus rasgospetro-geoquímicos, fueron incluidos en una formación ganodiorito-granítica (Sukar, 1991; Sukar y Pérez, 1992, 1997).Sus edades absolutas obtenidas por el método K - Ar fluctúan entre 70 y 100 ± 8 m.a. y por el método U-Pb son de 89± 2 m.a. (Hatten et al., 1988) y 93 ± 10 m.a. (Bibikova et al., 1988), las cuales corresponden al Cretácico Superior(Cenomaniano-Campaniano). En esta misma formación se incluyen también algunos granitoides que afloran dentro delas ofiolitas (al norte y noroeste de Santa Clara, al este de Placetas y en Tres Guanos), que por sus rasgos petro-geoquímicos son similares a los granitoides de los macizos antes señalados. En la parte meridional de la franja granitóidica se encuentran los pequeños cuerpos intrusivos que afloranexclusivamente dentro del complejo anfibolítico Mabujina con contacto intrusivo (fig. 1). Estos cuerpos intrusivos,integrados por rocas, desde la diorita hasta el plagiogranito (fig. 2), forman una franja estrecha discontinuada que sesitúa en la mitad oriental del campo de desarrollo del complejo anfibolítico Mabujina. Los granitoides son de colorblanco grisáceo hasta gris plateado, a veces con tonos verdosos. La roca predominante es la diorita cuarcífera que, aveces, esta cortada por el plagiogranito. La diorita, muy escasa, se encuentra atravesada por la diorita cuarcífera. Estadiorita cuarcífera, de grano fino a medio, posee con frecuencia una estructura bandeada (protogneísica) que consiste enla distribución ordenada de los máficos y las plagioclasas que se orientan paralelamente a la morfología de losxenolitos de anfibolitas encajantes, frecuentemente encontrados dentro de los granitoides. En su composición integranla plagioclasa zonada (60-70 %), el cuarzo (10-15 %), la hornblenda (5-15 %) y la biotita (3-5 %). Es característica laextinción ondulatoria del cuarzo y la formación de agregados granoblásticos de plagioclasa y hornblenda, en algunaspartes se observan las texturas de cemento formadas por agregados de feldespato y cuarzo, escamas de biotita y agregados de epidota. Los minerales accesorios (1%) son apatito, esfena y zircón. Estos granitoides, a veces, no

conservan su morfología primaria por estar cataclastizados y recristalizados. Unos pequeños bloques xenolíticos deestos granitoides (diorita) se encuentran incluidos dentro de los granitoides de la formación anterior granodiorito-granítica. Además, fue reportada (Stanik et al., 1981) la presencia de fragmentos y pequeños guijarros de esta dioritadentro de la Fm. Las Calderas (Albiano Superior-Turoniano). Por sus rasgos petro-geoquímicos, los granitoides de estegrupo se describen como la formación gabro-plagiogranítica (Sukar,1991; Sukar y Pérez, 1992, 1997). Sus edadesradiométricas son de 93 ± 10 m.a (por el método K-Ar) y 118 ± 10 m.a (por el método U-Pb, en Bibikova et al., 1988),las que corresponden al Cretácico medio (Albiano-Cenomaniano). Por último, se conocen otros granitoides que forman pequeños cuerpos dentro de la Fm. Los Pasos (sección inferiordel complejo volcánico-sedimentario cretácico), situada al norte del macizo de Manicaragua. Las observaciones delcampo señalan una relación primaria cogenética entre los granitoides y las vulcanitas, manifiesta en las intercalacionesimbricadas entre ambas rocas. Estos granitoides, por su composición, son plagiogranitos (fig. 2) que, junto con lasplagioriolitas de la Fm. Los Pasos, integran una formación plagioriolito-plagiogranítica. Esta última representaría elmiembro ácido de un magmatismo bimodal, anteriormente descrito por Díaz de Villalvilla (1988, 1997 y 1998) para laFm. Los Pasos. Los mayores cuerpos (6 x 1-1.5 y 2 x 0.5 Km) de estos plagiogranitos se sitúan al sur y al sudeste dela Loma Zambumbia. Sub-paralelamente al cuerpo principal se encuentran numerosos apoficies, con un ancho de 4-5 a200 m. Con los plagiogranitos se encuentran asociados unos cuerpos de gabroides que, probablemente, pertenecen almiembro básico del magmatismo bimodal antes señalado. Macroscópicamente, los plagiogranitos son rocasleucocráticas masivas de color gris claro, gris amarillo a gris verde, de grano fino a medio y raras veces grueso. Tantosu textura como su contenido de los minerales máficos varían rápidamente a pequeñas distancias. Además, secaracterizan también por la irregularidad con respecto a la granulometría de su textura y la distribución de losminerales máficos.Los plagiogranitos de grano grueso son de textura heterohipidiomórfica granular, cataclástica. Sus mineralesprincipales son la plagioclasa - albita (60 %), cuarzo (25-30 %) y hornblenda (5-10 %) y los minerales accesoriosrepresentados por el apatito, esfena y magnetita.Las variedades de grano medio a fino son rocas generalmente más melanocráticas con texturas ofíticas y granofíricasque transicionan mutuamente. Contienen hasta 20-30 % de minerales máficos totalmente alterados en clorita y epidota.Raramente se observan los relictos del piroxeno y el anfibol, dispuestos entre los prismas alargados de plagioclasa(albita, 40-50 %) que se distribuye en forma ofítica. Esta última se encuentra también incluida dentro del cuarzo (25-40 %) de manera poiquilítica y/o participa en entrecrecimientos granofíricos. En las texturas de transición hacia lasvariedades de grano grueso, los prismas plagioclásicos devienen en isométricos, perdiendo su aspecto ofítico; susentrecrecimientos granofíricos transicionan en granitos gráficos y los minerales máficos se agrupan en sectoresmelanocráticos, dando un aspecto moteado específico de las rocas.Las variedades leucocráticas de grano fino a medio están menos distribuidas y poseen texturas granofíricas y graníticasgráficas. A la formación plagioriolito-plagiogranítica se le atribuye condicionalmente una edad del Cretácico temprano(Neocomiano?), la cual corresponde a la edad estratigráfica de la Fm. Los Pasos (sección inferior del complejovolcánico-sedimentario cretácico).

GEOQUÍMICA Para caracterizar los rasgos principales de los granitoides del arco volcánico de Cuba Central fueron utilizadosdiferentes gráficos, construidos sobre la base de 105 análisis de los elementos mayores y 27 análisis de los elementostrazas. De ellos, 15 análisis de elementos mayores y 7 análisis de elementos trazas corresponden a la Fm. Plagioriolito-plagiogranítica, 30 análisis de elementos mayores y 11 análisis de elementos trazas a la Fm. Gabro-plagiogranítica y 60análisis de elementos mayores y 9 análisis de elementos trazas a la Fm. Granodiorito-granítica. En la Fm. Plagioriolito-plagiogranítica se incluye condicionalmente una muestra de gabro genéticamente asociado a esta formación. Losanálisis más representativos de los elementos mayores de los ganitoides están expuestos en las Tablas 1, 2, y 3.

TABLA 1. ELEMENTOS MAYORES DE LA FM. PLAGIORIOLITO-PLAGIOGRANÍTICA.

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

SiO2 47.10 68.16 73.16 74.56 75.17 75.76 75.80 75.92 76.16 78.54

TiO2 0.74 0.47 0.40 0.37 0.00 0.28 0.25 0.32 0.28 0.14

Al2O3 20.62 15.25 12.93 12.93 13.16 11.98 12.39 12.48 12.73 11.66

FeO3 5.19 2.39 1.49 1.19 1.18 2.74 1.50 1.35 1.11 0.58

FeO 5.68 1.85 1.45 1.27 0.95 0.12 0.99 0.68 0.70 1.18MnO 0.16 0.05 0.04 0.03 0.00 0.02 0.03 0.04 0.03 0.02MgO 6.06 2.04 1.18 1.55 0.62 0.32 0.29 0.39 0.42 0.29CaO 11.45 2.96 2.35 1.44 3.17 2.41 2.70 2.72 3.78 2.73Na2O 1.61 4.12 4.53 4.40 3.84 4.24 4.53 4.58 3.95 3.89

K2O 0.11 0.41 0.29 0.67 0.24 0.38 0.30 0.30 0.10 0.16

P2O5 0.07 0.11 0.07 0.06 0.07 0.00 0.08 0.05 0.06 0.02

Total. 98.79 97.81 97.78 98.57 98.40 98.25 98.86 98.83 99.32 99.21

Muestras : 1 - Gabro 2 hasta 10 - Plagiogranitos

TABLA 2. ELEMENTOS MAYORES DE LA FM. GABRO-PLAGIOGRANÍTICA.

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10SiO2 51.39 53.24 54.28 61.36 63.62 63.90 65.18 65.58 65.86 66.30

TiO2 0.64 0.73 0.68 0.56 0.44 0.41 0.60 0.29 0.22 0.51

Al2O3 21.87 18.06 19.75 18.34 18.10 18.10 16.61 19.16 15.99 14.47

FeO3 2.67 5.00 4.01 2.15 1.74 1.58 1.88 0.80 1.03 3.12

FeO 3.21 5.97 4.53 2.95 2.49 2.48 3.12 1.50 3.73 2.03MnO 0.12 0.00 0.12 0.27 0.24 0.06 0.13 0.04 0.13 0.08MgO 3.26 4.21 3.07 1.55 1.29 1.09 2.20 1.16 1.26 1.51CaO 9.67 8.45 7.89 6.36 5.14 5.21 5.05 4.59 5.52 4.43

Na2O 4.42 2.75 3.96 4.58 4.84 5.03 2.97 4.76 3.29 4.00

K2O 0.40 0.69 0.75 1.01 0.93 1.05 0.58 0.68 0.47 0.46

P2O5 0.27 0.00 0.14 0.00 0.00 0.17 0.13 0.11 0.12 0.78

Total 97.92 99.10 99.18 99.13 98.83 99.08 98.45 98.67 97.62 97.73

Muestras: 1, 2 , 3 - Dioritas 4 hasta 10 - Dioritas cuarcíferas.

TABLA 2 (Continuación) 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20SiO2 66.32 66.82 67.42 67.70 67.86 68.18 68.32 70.14 70.48 71.60

TiO2 0.06 0.31 0.14 0.21 0.22 0.48 0.54 0.14 0.20 0.13

Al2O3 13.29 18.22 15.98 17.87 17.61 16.33 15.56 16.80 16.38 15.45

FeO3 0.10 0.88 1.38 0.94 0.75 0.88 1.57 0.31 0.58 0.01

FeO 0.92 1.62 2.74 1.58 1.71 1.84 2.70 1.11 1.58 1.64

MnO 0.09 0.07 0.03 0.05 0.05 0.11 0.10 0.05 0.06 0.16MgO 0.42 0.85 1.36 0.90 1.42 1.55 1.81 0.45 0.65 0.72CaO 8.36 4.59 5.69 4.39 4.32 4.68 5.22 3.71 3.78 2.75Na2O 4.65 5.08 3.26 4.88 4.15 4.23 3.06 5.40 4.86 5.73

K2O 0.76 0.86 0.73 0.70 0.59 0.60 0.19 0.79 0.86 0.62

P2O5 0.22 0.12 0.04 0.05 0.13 0.12 0.13 0.07 0.07 0.19

Total 95.19 99.40 98.76 99.27 98.81 99.00 99.20 98.97 99.50 99.00 Muestras: 11 - Diorita cuarcífera 12 hasta 17 - Tonalitas 18 hasta 20 - Plagiogranitos

TABLA 3. ELEMENTOS MAYORES DE LA FM. GRANODIORITO-GRANÍTICA

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10SiO2 51.12 53.38 53.93 54.30 56.22 56.93 57.84 58.10 59.34 59.56

TiO2 0.80 0.76 0.75 0.75 0.64 0.66 0.44 0.59 0.39 0.57

Al2O3 19.35 18.67 18.30 18.54 18.90 18.51 18.35 17.57 18.44 16.77

FeO3 3.50 1.81 4.59 3.12 2.51 3.21 3.04 2.03 2.30 2.89

FeO 4.39 4.46 3.45 5.00 4.26 3.93 3.09 4.61 3.66 3.31MnO 0.13 0.19 0.20 0.29 0.16 0.54 0.09 0.33 0.08 0.90MgO 3.88 4.56 2.80 3.02 3.02 2.77 2.87 2.95 2.75 2.34CaO 8.46 6.43 8.53 6.88 6.73 6.72 7.05 6.64 6.20 6.27Na2O 4.24 3.62 3.35 3.94 3.55 3.39 4.22 4.03 3.58 3.67

K2O 1.50 1.54 1.12 3.74 2.81 2.30 1.67 3.19 2.7 3.08

P2O5 0.19 0.30 0.28 0.00 0.29 0.31 0.10 0.00 0.00 0.25

Total 97.56 97.99 97.32 99.58 99.09 99.27 98.76 100.04 98.91 99.61 Muestras: 1 - Gabro 2 , 3 - Dioritas 4 , 5 - Monzodioritas 6, 7, 8, 9 y 10 - Dioritas cuarcíferas TABLA 3 (Continuación) 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20SiO2 61.05 62.30 63.64 63.90 64.57 64.88 65.34 65.81 66.27 66.96

TiO2 0.55 0.38 0.41 0.50 0.41 0.14 0.46 0.40 0.40 0.40

Al2O3 16.96 16.09 17.07 14.58 15.32 17.83 14.61 15.29 15.98 16.14

FeO3 2.62 4.47 2.09 3.01 2.14 2.27 1.10 2.77 1.50 1.58

FeO 3.08 2.59 2.66 2.58 2.03 0.18 2.19 0.96 2.62 1.93MnO 0.14 0.08 0.14 0.05 0.11 0.23 0.07 0.09 0.12 0.11MgO 2.57 2.54 1.86 2.57 2.48 1.50 0.96 1.31 1.94 1.75CaO 6.40 4.55 4.76 3.34 2.70 4.90 4.59 4.25 4.17 4.17Na2O 3.58 4.11 3.68 4.23 4.15 5.09 2.76 3.46 3.77 3.48

K2O 1.40 1.11 2.02 2.85 3.00 2.28 2.53 2.23 2.11 2.42

P2O5 0.19 0.11 0.15 0.42 0.13 0.12 0.09 0.13 0.13 0.11

Total 98.54 98.33 98.66 97.99 97.04 99.42 94.70 96.70 99.01 99.05 Muestras: 11 hasta 14 - Dioritas cuarcíferas 15 hasta 20 - Granodioritas

TABLA 3 (Continuación) 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30SiO2 67.37 67.70 67.91 68.28 68.48 69.18 69.81 73.18 74.98 76.16

TiO2 0.38 0.22 0.18 0.23 0.24 0.17 0.00 0.00 0.14 0.12

Al2O3 15.95 16.69 16.33 17.07 15.46 15.51 16.82 15.08 12.79 12.41

FeO3 1.09 0.11 1.69 1.01 2.76 1.17 0.45 1.20 1.02 0.69

FeO 1.61 1.75 1.20 1.47 1.94 1.09 1.20 0.28 0.65 1.04MnO 0.02 0.11 0.12 0.11 0.05 0.08 0.04 0.00 0.06 0.04MgO 1.26 1.21 0.22 0.66 1.51 0.73 0.90 0.70 0.20 0.17CaO 2.65 2.84 3.98 4.14 4.23 3.11 2.40 1.90 0.99 1.10Na2O 3.40 5.49 4.88 4.82 4.23 5.80 5.79 4.73 3.46 3.62

K2O 1.90 1.55 1.69 1.45 1.24 1.67 1.60 1.87 4.70 3.86

P2O5 0.33 0.10 0.12 0.09 0.09 0.04 0.06 0.01 0.10 0.02

Total 96.96 97.77 98.31 99.33 97.37 98.55 99.07 98.95 99.09 99.23 Elementos mayores y trazas Los granitoides del arco volcánico cretácico de Cuba Central poseen un rango muy amplio de SiO2: de 47.10 a 78.54% (Tablas 1, 2 y 3), entre los cuales prevalecen los de composición intermedia. Formación plagioriolito-plagiograníticaEsta integrada principalmente por los plagiogranitos genéticamente vinculados con las plagioriolitas de la Fm. LosPasos. Estos plagiogranitos se caracterizan por un contenido muy alto de SiO2: de 73 a 78 % (exceptuando unamuestra con 68.18 %) con valores muy bajos de K2 O (< 0.7%) y K2O/ Na2O (< 0.2). Petroquímicamente son rocassódicas (fig. 3), que en el diagrama AFM (fig. 4) caen dentro del campo calcoalcalino, muy cercanamente al límite quesepara la serie toleítica de la calcoalcalina (exceptuando el gabro que cae en el campo toleítico). Además, secaracterizan por los contenidos bajos de Al2O3 (< 15 %) y TiO2 (< 1%) (fig. 5) que, al igual que FeO* y MgO,disminuyen al aumentar el SiO2 (fig. 6 a y 6 b). Los granitoides de esta formación se distinguen claramente deaquellos que integran las otras dos formaciones (gabro-plagiogranítica y granodiorito-granítica), por su mayorcontenido (con el valor igual de SiO2) de Ti, FeO*, MgO y CaO (fig. 5 b y 6), pero con el valor más bajo de K2O, Al2O3 y los elementos incompatibles: Li, Rb, Sr y Ba (fig. 7 y 8).

Formación gabro-plagiogranítica Esta integrada por los granitoides aflorados dentro del complejo anfibolítco Mabujina. Estos granitoides, cuyocontenido de SiO2 es de 51 a 71 %, son rocas sódicas calcoalcalinas (fig. 3 y 4). Además, se caracterizan por losvalores bajos de K2O (< 1 %), K2O/Na2O (< 0.25) y también de TiO2 (< 1 %) que, al igual que Al2O3, FeO* , MgO yCaO descienden al crecer el Si O2 (fig. 5 y 6). Formación granodiorito-granítica Está integrada por los mayores cuerpos de granitoides de composición, desde la diorita hasta el granito. Estosgranitoides, con un rango muy amplio de SiO2 (51-76 %), son del carácter potásico-sódico calcoalcalino (fig.3 y 4).Su bajo contenido de TiO2 (< 1 %), al igual que Al2O3, FeO*, MgO y CaO, disminuye al aumentar el SiO2 (fig. 6 y7). Comparando con los granitoides de las dos formaciones anteriores (plagioriolito-plagiogranítica y gabro-plagiogranñitica), los granitoides de esta formación poseen los valores más altos de K2O, K2O/Na2O y los elementosincompatibles, como Li (hasta 17 ppm), Rb (hasta 68 ppm), Sr (hasta 780 ppm) y Ba (hasta 1400 ppm) (fig. 3, 7 y 8).

Tierras Raras Formación Plagioriolito-plagiogranítica Los granitoides de esta formación se caracterizan por un bajo contenido de las tierras raras (5 a 25 veces el valor de loscondritos) con el carácter plano de los patrones de distribución de estos elementos (La/Yb: 1.5-2) (fig. 9), que los hacecomparables con los granitoides de la serie toleítica de arco volcánico (Jakes y Gill, 1970) o de la serie de arco de islaprimitivo (Donnelly et al., 1980). En estos granitoides se observa una débil anomalía negativa del Eu, indicando unproceso notable de la fraccionación de la plagioclasa. En el gabro, por el contrario, se observa tal anomalía positivaque indica la presencia de la plagioclasa cumulativa en el magma primario.

Estos granitoides se caracterizan además, por valores más bajos de Th/Yb y Ta/Yb (fig. 10) comparando con los otrosque integran las formaciones gabro-plagiogranítica y granodiorito-granítica.

Formación gabro-plagiogranítica Los granitoides se caracterizan por los patrones débilmente enriquecidos por las tierras raras ligeras (15-12 veces elvalor de los condritos) con respecto a las pesadas (1-5 veces el valor de los condritos), con el valor de La/Yb quefluctúa entre 5.5 y 32.8 (fig. 11). Sus patrones, en general, corresponden a la serie calcoalcalina del arco volcánico, sinobservarse en ellos la anomalía del Eu.

Formación granodiorito-graníticaLos granitoides de esta formación tienen los patrones de distribución de las tierras raras casi similares a los de laformación gabro-plagiogranítica (fig. 12) y sólo se diferencian por su mayor contenido de las tierras raras ligeras (35-40 veces el valor de los condritos) y su valor de La/Yb que fluctúa entre 11.8 y 12.5.

DISCUSIÓN En la región de Las Villas (Cuba Central), la diversidad geoquímica establecida entre las diferentes formacionesgranitoidicas evidentemente refleja un cambio de las condiciones, bajo las cuales se generaron los magmas en distintosestadios evolutivos del arco cretácico. La más fuerte variación geoquímica ocurre desde la formación toleítica(plagioriolito-plagiogranítica) hacía las formaciones calcoalcalinas (gabro-plagiogranítica y granodiorito-granítica),mientras que entre éstas dos últimas sólo se observan las variaciones moderadas. Además, las variaciones geoquímicasse observan también dentro de los granitoides de cada una de estas formaciones, como resultado de la cristalizaciónfraccionada de cada magma primario. Así, se observa en todas las formaciones una disminución de los contenidos deAl2O3, TiO2, FeO, MgO y CaO al aumentar el contenido de SiO2 (fig. 5 y 6). Los granitoides de la formación plagioriolito-plagiogranítica (Neocomiano?) de esta región se caracterizan por losrasgos petro-geoquímicos que los hacen comparables con los granitoides de la formación plagioriolito-plagiograníticadescrita por Bogatikov et al. (1987) o también, con los granitoides de arco de isla primitivo (PIA), reconocido porprimera vez por Donnelly y Rogers (1967) en la parte noreste de Las Antillas. Todos estos autores citadosconsideraron a estas rocas como una asociación magmática que se formo en el estadio inicial de la génesis del arco

volcánico, no obstante con respecto a su naturaleza ellos expresaron opiniones diferentes.Bogatikov et al. (arriba citado) describieron la formación plagioriolito-plagiogranítica como una formación que reúnea las primeras rocas magmáticas ácidas de muchos arcos volcánicos oceánicos y cuya generación se atribuye a lafusión del manto o de las metabasitas (eclogitas o anfibolitas) infracorridas bajo del manto. Este criterio esta basada enel experimento de Green y Ringwood (1967), que consiste en una fusión parcial de las metabasitas (con presencia deH2O) en condiciones de alta presión que corresponde a la profundidad del manto (> 30 Km). En general este modelo,apoyado por los resultados de investigaciones geológico-petrográficas y geoquímicas, constituye el más difundido paraexplicar la génesis de los granitoides más antiguos de la Tierra (tonalito-trondjemitas de los “gneises grises” delArcaico), así como de las primeras magmatitas ácidas que aparecen en muchos arcos oceánicos contemporáneos(Bogatikov et al.,1987). Además, estos autores también consideraron a esta propia formación como el “primer eslabóngranítico” en la cadena de transición de una corteza oceánica (simática) hacia la corteza continental (siálica). Por otra parte, el arco de isla primitivo (PIA) es reconocido por Donnelly y Rogers (1980) como una asociaciónmagmática que se formo a partir de una fusión del manto muy similar al que produce el MORB. Según estos autores,esta fusión tuvo lugar a poca profundidad y el manto que originó el PIA, probablemente, esta más hidratado que elmanto oceánico típico. En su trabajo sobre el magmatismo del Caribe, Donnelly et al. (1990) consideraron al PIA comoun arco más antiguo que se formo contemporáneamente con el evento basáltico (una expansión) durante el primerestadio de desarrollo del Caribe en el Mesozoico. En cuanto a las formaciones calcoalcalinas (gabro-plagiogranítica y granodiorito-granítica), su generación se atribuye,por casi todos los autores, a la fusión parcial de la placa, con mayor o menor participación de materias siálicosarrastrados hacia la profundidad durante la subducción (evento de compresión). En la región de Las Villas (Cuba Central), datos geológicos obtenidos hasta el momento señalan la existencia de unasubducción sureña buzando al norte con la cual esta vinculada la generación de las formaciones calcoalcalinas gabro-plagiogranítica y granodiorito-granítica. Anteriormente, Sukar y Pérez (1998) relacionaron la formación plagioriolito-plagiogranítica (Neocomiano?) de esta región con un arco primitivo vinculado a una subducción norteña buzando alsur, y la fuerte variación geoquímica manifiesta con respecto a las formaciones calcoalcalinas (gabro-plagiogranítica ygranodiorito-granítica) la atribuyeron a un salto de esta subducción norteña al sur con una inversión de su polaridaddurante el Albiano (fig. 13 a). Además de ésta hipótesis, tampoco se descarta la posibilidad de que el arco se hayadesarrollado a partir de una sola zona de subducción situada al sur buzando al norte (fig.13 b). En este caso, laformación plagioriolito-plagiogranítica sería considerada como una formación más antigua que corresponden al estadioinicial de la génesis del propio arco volcánico cretácico, en cuya evolución dio lugar a las formaciones calcoalcalinas(gabro-plagiogranítica y granodiorito-granítica) en los estadios posteriores. Para confirmar cualquiera de estas doshipótesis será necesario realizar en el futuro estudios geológicos más detallados de la región de Cuba Central, ya queen esta región se reconoce la existencia, en el Cretácico inferior, de una zona de subducción situada al norte buzandoal sur pero sin reportarse su actividad magmática (Millán, 1996).

CONCLUSIONES

1) En la región central de Cuba (antigua provincia de Las Villas) fueron establecidas tres formaciones de granitoides

del arco volcánico cretácico: Formación plagioriolito-plagiogranítica (K1?), toleítica o de PIA. Formación gabro plagiogranítica (K1-2), calcoalcalina . Formación granodiorito-granítica (K2), calcoalcalina. 2) La formación más antigua plagioriolito-plagiogranítica (K1?) por sus rasgos geológico-geoquímicos, es

comparable con una formación del arco de isla primitivo (PIA) que, en caso de Cuba Central, pudiera estarrelacionado con una subducción norteña buzando al sur.

3) La fuerte variación geoquímica, expresada en un cambio desde la formación toleítica o de PIA (plagioriolito-

plagiogranítica) hasta las formaciones calcoalcalinas (gabro-plagiogranítica y granodiorito-granítica),probablemente está vinculada a un salto de esta subducción norteña al sur con una inversión de su polaridaddurante el Albiano (o Aptiano?).

AgradecimientosEl autor desea dejar constancia de su agradecimiento al Dr. Guillermo Millán Trujillo por sus valiosas observacionesque, sin lugar a duda, mejoraron la versión final del trabajo. Agradece, igualmente, a los Dr. Rafael Torres y Dr.Fernando Bea de la Universidad de Granada (España) así como al Profesor Edward Lidiak de la Universidad dePittsburgh (EEUA) por la posibilidad brindada para realizar los análisis de elementos trazas de los granitoidescubanos. BIBLIOGRAFÍA

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PROFUNDIDAD Y TEMPERATURA DEL EMPLAZAMIENTO DE LOS GRANITOIDESDEL ARCO VOLCÁNICO CRETÁCICO EN CUBA CENTRAL

Kustrini Sukar(1)

Mireya Pérez(2)

Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de LaHabana. 11000 Cuba. E-mail: (1) nini@lacemi.cu (2) ceta@ceniai.inf.cu RESUMEN Se estudiaron las particularidades químicas de las hornblendas y plagioclasas coexistentes en los granitoides del arcovolcánico cretácico de la región de Las Villas (Cuba Central), con vistas a establecer las condiciones bajo las cualesse formaron estas rocas. Los minerales analizados fueron seleccionados de los granitoides calcoalcalinos,representados por diorita cuarcífera, monzodiorita, monzonita, granodiorita y granito biotítico.El contenido total de aluminio (Al T: 1.39-1.56) en las hornblendas analizadas indica que los granitoides del arcovolcánico de Cuba Central se formaron en las profundidades que fluctúan entre 10.8 y 13.8 Km, mientras que loscontenidos de Ca, Na y K en las hornblendas como en las plagioclasas coexistentes corresponden a la temperatura desu formación: 400 - 700 °C.Así se establece, en las Antillas Mayores, un aumento progresivo de las profundidades de emplazamiento de losgranitoides del arco volcánico cretácico, el cual va desde el este hacia el oeste: desde 9.4 - 10.3 Km, en Puerto Rico(Lidiak, E.G., 1989) hasta 10.8 - 13.8 Km, en la región de Las Villas (Cuba Central). ABSTRACT Cretaceous island arc granitoid rocks are well exposed in southern part of Las Villas region (central Cuba).Coexistent hornblendes and plagioclases of these rocks have been analyzed, in order to determine the depth andtemperature of emplacement of granitoids. The analyzed minerals belong to the calc-alkaline granitoids which arerepresented by quartz diorite, monzodiorite, granodiorite and granite.Total aluminium value (AlT: 1.39-1.56) in the studied hornblendes indicates that the cretaceous island arc granitoidsof Las Villas region were emplaced in the depth of 10.79-13.80 Km, while the abundances of Ca, Na and K in thosehornblendes as well as in the coexistent plagioclases are consistent with their temperatures of emplacement that rangefrom 400 to 700o C.In the Greater Antilles, a gradational increase of the depth of emplacement of cretaceous island arc granitoids isobserved from the east to the west: from 9.4-10.3 Km, in Puerto Rico (Lidiak, E. G., 1989) to 10.8-13.8 Km, in LasVillas region (central Cuba). INTRODUCCIÓN En la región de Las Villas (Cuba Central), los granitoides del arco volcánico cretácico afloran fundamentalmente en suparte meridional, dentro del área que se extiende desde Cumanayagua hasta Sancti Spíritus a una distancia de 100 Km.Se establecen entre ellos tres formaciones (Sukar y Pérez, 1998): Plagioriolito-plagiogranítica (Neocomiano?), Gabro-plagiogranítica (Albiano-Cenomaniano) y la Granodiorito-granítica (Cenomaniano-Campaniano).El presente trabajo intenta establecer las condiciones de emplazamiento de los granitoides del arco volcánico cretácicoen Cuba Central, basándose en el estudio del quimismo de las hornblendas y plagioclasas coexistentes en estas rocas.Este tipo de trabajo fue realizado antes por Lidiak (1989) para los granitoides de la parte este del arco volcánico delas Antillas Mayores, cuyos resultados fueron comparados con los que se obtuvieron en este artículo.

APLICACIÓN DEL GEOBAROMETROPara lograr el objetivo antes señalado, fue aplicado en el presente trabajo el geobarómetro propuesto por Hammarstromy Zen (1986), el cual se basa en la correlación entre las presiones de cristalización estimadas de los granitoidescalcoalcalinos y el contenido total del aluminio (AlT) en la hornblenda (Lidiak, E. G., 1989). Para que el geobarómetrosea aplicable a una formación de los granitoides calcoalcalinos, se deben cumplir las siguientes condiciones(Hammarstrom y Zen , 1986; Hollister et al., 1987):1.- las rocas deben tener el carácter calcoalcalino; 2.- la hornblenda debe ser magmática y no ser modificada por lareacción sub-sólidus; 3.- las fases primarias de cuarzo, plagioclasa, K-feldespato, hornblenda, biotita, esfena ymagnetita deben ser co-magmáticas; 4.- las coronas de hornblenda deben utilizarse solo para reflejar más cercanamentelas condiciones de cristalización finales; 5.- las composiciones de las plagioclasas deben ser constantes; 6.- laspresiones de emplazamiento deben ser mayores que 2 Kbar para reducir los efectos de la variabilidad de latemperatura.La hornblenda estudiada por Hammarstrom y Zen (1986), señala una fuerte correlación lineal entre AlT y AlIV, y ellosdeterminaron que la correlación entre la presión y AlT en la hornblenda puede ser descrita como sigue: P= - 3.92+5.03AlT. Esta ecuación de regresión es utilizada en el presente trabajo para calcular las presiones de emplazamiento. EL QUIMISMO DE LOS MINERALES ESTUDIADOS Y SU INTERPRETACIÓNHornblendasLa hornblenda se encuentra casi en todas las variedades de granitoides del arco volcánico cretácico en Cuba Central,formando cristales prismáticos alargados en proporciones variables. Las hornblendas estudiadas en el presente trabajofueron seleccionadas de los granitoides calcoalcalinos (formaciones Gabro-plagiogranítica y Granodiorito-granítica) yestán representados por diorita cuarcífera, monzodiorita, monzonita, granodiorita y granito biotítico. Lascomposiciones químicas promedias y las proporciones catiónicas de estos minerales están expuestas en la Tabla 1. Loscontenidos de Si20, Al203, Ti02, Fe0, Mn0, Mg0, Ca0, Na20 y K20 fueron determinados mediante un analizadorelectrónico de microsonda JXA-50A y un equipo EDAX, en el laboratorio del Instituto de Geología de Praga. Lasproporciones catiónicas se calcularon sobre la base de 23 oxígenos, con Fe total como FeO.Las composiciones químicas de las hornblendas estudiadas de diferentes variedades granitoídicas señalan que estosminerales corresponden a las edenitas (fig. 1). En estos minerales el contenido total de aluminio (AlT) varía desde1.39 (en la granodiorita) hasta 1.56 (en la diorita cuarcífera), lo cual corresponde a la presión de cristalización quefluctúa en un intervalo entre 3.07 y 3.93 Kbar (Tabla 1). Sobre la base de los valores obtenidos para la presión seobtuvieron las profundidades de emplazamiento de las diferentes variedades de granitoides del arco volcánico en CubaCentral (Tabla 1), observándose en ellas un aumento de profundidades que va desde la granodiorita (10.79 Km) hastala diorita cuarcífera (13.80 Km).

Tabla 1. Composición media de las hornblendas de los granitoides del arco volcánico cretácico enCuba Central

Tipo de roca Diorita cuarcífera Monzodiorita Monzonita Granodiorita Granito biotítico

Muestras (n)Análisis (n)

14

28

24

25

14

SiO2 43.92 45.14 46.00 45.84 48.55

TiO2 1.21 1.79 1.14 1.06 0.79

Al2O3 8.78 8.77 8.36 8.03 8.35

FeOT 16.78 17.85 15.39 14.98 14.32

MnO 0.64 0.49 0.46 0.69 0.80

MgO 12.76 10.28 13.80 14.09 15.79

CaO 10.88 10.55 11.25 10.51 8.82

Na2O 1.02 1.08 0.99 1.18 0.60

K2O 1.10 1.20 0.62 0.69 0.42

Total 97.09 97.15 98.01 97.07 98.42

Cationes basados en 23 oxígenos

Si 6.64 6.78 6.80 6.82 7.00

AlIV 1.36 1.22 1.20 1.18 1.00

AlVI 0.20 0.33 0.25 0.21 0.40

Ti 0.13 0.21 0.12 0.12 0.08

Fe 2.13 2.25 1.90 1.87 1.72

Mn 0.07 0.06 0.06 0.09 0.10

Mg 2.88 2.31 3.04 3.13 3.39

Ca 1.77 1.70 1.77 1.67 1.37

Na 0.29 0.52 0.28 0.34 0.17

K 0.22 0.23 0.10 0.12 0.08

Total 15.69 15.61 15.52 15.55 15.31

AlT 1.56 1.55 1.45 1.39 1.40

Presión (K bar) 3.93 3.88 3.37 3.07 3.12

Profundidad (Km) 13.80 13.64 11.85 10.79 10.97 Tomando en cuenta que en Puerto Rico los granitoides del cretácico superior del batolito San Lorenzo y del stock Morovis fueron emplazados en las profundidades de 9.4 y 10.3 Km respectivamente (Lidiak, E. G., 1989), se podríasuponer que en la región de Las Antillas Mayores las profundidades de emplazamiento de los granitoidescalcoalcalinos del arco volcánico cretácico aumentan desde el este (Puerto Rico: 9.4-10.3 Km) hacia el oeste (CubaCentral: 10.8-13.8 Km) (fig. 2). Esto podría estar relacionado con cambios en el ángulo y velocidad de la subduccióndurante el cretácico.

PLAGIOCLASASCon vistas a establecer las temperaturas de cristalización de los granitoides tratados, fueron analizadas las plagioclasasque coexisten con las hornblendas estudiadas en las siguientes rocas plutónicas: diorita cuarcíferas, monzodiorita,monzonita, granodiorita y granito biotítico. El promedio de los análisis puntuales de las plagioclasas está expuesto enla Tabla 2. Los contenidos del Si02, Al203, Ti02, Fe0, Mn0, Mg0, Ca0, Na20 y K20 fueron determinados mediante unanalizador electrónico de microsonda JEOL MX-50A, en el Laboratorio del Instituto de Geología de Praga.

Tabla 2. Composición media de las plagioclasas coexistentes con las hornblendas en los granitoides del arco volcánicocretácico en Cuba Central.

Tipo de roca Dioritacuarcífera

Monzodiorita Monzonita Granodiorita Granitobiotítico

No. de muestraAnálisis (n)

182

12

102

32

114

202

43

SiO2 56.19 58.95 56.58 62.46 57.11 61.72 63.32

TiO2 - - - 0.12 - 0.03 -

Al2O3 27.51 25.93 27.56 22.91 27.98 26.49 23.20

FeOT 0.07 - 0.19 0.50 0.15 0.08 -

MnO - - 0.01 0.02 - - -

MgO - - - 0.65 - 0.03 -

CaO 9.05 8.10 9.01 4.04 7.79 6.47 4.38

Na2O 5.54 7.13 5.13 8.71 5.88 4.09 9.22

K2O 0.11 0.15 0.20 0.50 0.21 0.15 0.14

Total 98.47 100.26 98.68 99.91 99.12 99.06 100.32

Cationes basados en 32 oxígenos

Si 10.20 10.51 10.24 11.29 10.22 11.14 11.19

Ti - - - 0.02 - - -

Al 5.89 5.45 5.88 4.72 5.90 5.24 5.79

Fe 0.01 - 0.02 - 0.02 - -

Mn - - - - - - -

Mg - - - - - 0.01 -

Ca 1.75 1.55 1.75 0.77 1.49 1.26 0.83

Na 1.96 2.46 1.80 3.14 2.04 1.44 3.18

K 0.02 0.03 0.04 0.14 0.04 0.04 0.03

Total 19.83 20.00 19.73 20.08 19.71 19.13 20.02 Las proporciones catiónicas se calcularon sobre la base de 32 oxígenos con Fe total como FeO.El quimismo de las plagioclasas indica que sus composiciones son bastante estables. En las dioritas cuarcíferas,monzodioritas y granodioritas, estos minerales corresponden a la andesina (An40-An46), mientras que en lasmonzonitas y granito biotítico corresponden a la oligoclasa (An20 ).Utilizando el diagrama de Perchuk (1970) que se basa en la distribución de Ca, Na y K en las plagioclasas yhornblendas coexistentes en los granitoides, fueron determinadas las temperaturas de cristalización de los granitoidescretácicos de Cuba Central, las cuales fluctúan en un intervalo desde 400 hasta 700 °C (fig. 3).

CONCLUSIONES

Los resultados obtenidos del estudio del quimismo de las hornblendas y plagioclasas coexistentes en los granitoides del arco volcánico cretácico en Cuba Central permiten llegar a las conclusiones siguientes:a) En la región de Cuba Central (región de Las Villas), los granitoides calcoalcalinos del arco volcánico cretácicofueron emplazados en profundidades que fluctúan en un intervalo desde 10.7 hasta 13.8 Km, bajo condiciones detemperaturas de 400 a 700 °C.b) En la región de las Antillas Mayores se establece un aumento progresivo de las profundidades de emplazamiento delos granitoides calcoalcalinos del arco volcánico cretácico, que va desde el este (Puerto Rico: 9.4-10.3 Km, en Lidiak,E. G. 1989) hacia el oeste (Cuba Central: 10.8-13.8 Km). Esto, probablemente, podría estar relacionado con cambiosen el ángulo y velocidad de la subducción durante el cretácico. BIBLIOGRAFÍA

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CARACTERÍSTICAS GEOQUÍMICAS Y MINERALÓGICAS DE LAS ROCAS DE LAFORMACIÓN CAOBILLA

Inés Milia(1)

Lilavatti Díaz de Villalvilla(2)

Bienvenido Palacios(3)

Mireya Pérez(4)

Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de LaHabana. 11000 Cuba. E-mail: (1) ines@lacemi.cu (2) lila@lacemi.cu (3) moreno@lacemi.cu (4) ceta@ceniai.inf.cu RESUMEN En este trabajo se refieren los resultados de un estudio mineralógico-geoquímico de las rocas de la FormaciónCaobilla (Cuba Central, edad Campaniano) y la comparación de sus rocas típicas con las del sector mineralizado ElPilar. Fueron compilados y procesados también resultados de otras investigaciones e informes geológicos.Las rocas de esta Formación varían desde andesitas a riolitas predominando las dacitas, son esencialmentecalcoalcalina (CA) con tendencia sódica y cierto carácter toleítico (TH). La pertenencia al tipo CA se confirma porlos patrones de tierras raras y los valores de la relación La/Yb, los cuales son similares para las vulcanitas y losintrusivos relacionados con ellas.La geoquímica de los elementos traza sugiere alguna contaminación por sedimentos pelágicos y materialescontinentales, se infiere su relación con la subducción de una corteza oceánica antigua y con la aproximación de lassecuencias de arco al continente americano en el cretácico tardío.En el sector El Pilar los cambios metasomáticos indican que 150 m hacia la superficie predomina la alteraciónargílica intermedia y a profundidades mayores, ocurre propilitización. Hay evidencias de una erosión intensa,especialmente en la parte central del depósito. ABSTRACT This paper reports the results of mineralogical-geochemical study of the rocks of the Caobilla formation (Central partof Cuba, Campanian age) and the comparison of its typical rocks with those belonging to mineralized sector El Pilar.Were compiled and processed also results from other research studies.The rocks of this formation varied from andesites to riolites, being the dacites the predominant. They are essentially ofthe chalcoalkaline type with a certain sodic trend and with some tholeiitic character. The chalcoalkaline type isconfirmed by the REE patterns and the La/Yb ratio values, which are similar for volcanics and associated intrusives.The geochemistry of the trace elements suggests the existence of a contamination by pelagic sediments and continentalmaterials. It is inferred its relation with the subduction of an old crust and with the approach of the arc sequences tothe American continent in the Late Cretacic.In the sector El Pilar the metasomatic changes indicate that from 150 m towards the surface the argilic intermediatealteration predominates, and to greater deepness occurs propilitization. There is evidence of an intensive erosion,especially in the central part of the deposit. INTRODUCCIÓN La formación Caobilla (Iturralde 1981) se distribuye como una franja discontinua y alargada a través de las provinciasCiego – Camagüey – Las Tunas en Cuba Central (fig. 1). Se le ha determinado edad Campaniano por fauna de loscarbonatos asociados (Rojas 1999).

El incremento de la información acerca de esta formación tiene interés científico y práctico debido a que esta participade un conjunto de secuencias cuya zonación respecto a la alcalinidad es contradictoria y su estudio es necesario para elestablecimiento de la evolución de las series magmáticas de la región. Además en esta formación se encuentran lossectores mineralizados Gaspar y El Pilar. MATERIALES Y MÉTODOS Fueron procesados resultados compilados de distintos proyectos y trabajos de investigación (Zelepuguin et-al.,1986;Tchounev et al., 1981; Díaz de Villalvilla et-al., 1996; Piñeiro et-al., 1990) correspondientes a 127 muestras analizadaspara elementos mayoritarios, de las cuales 47 cuentan también con análisis de elementos minoritarios y traza.Los macrocomponentes se determinaron en el Laboratorio Central de Minerales Isaac de Corral, Laboratorio de laEmpresa Geominera de Camaguey y en el Instituto de Geología de la Academia de Ciencias de Bulgaria. Loscomponentes minoritarios y traza fueron determinados en los centros antes mencionados, en el Instituto de Geologíade la antigua RDA y en la universidad de Granada, España. Se utilizaron métodos clásicos, absorción atómica,fluorescencia de Rx, activación neutrónica y ICP. En las tablas I y II, se recogen algunos de estos resultados.Se identificaron minerales arcillosos y micáceos por difracción de Rx, utilizando radiación Cu Ka en un difractómetroPhilips Pw 1710.

Tabla I. Formación Caobilla. Análisis de elementos mayoritarios (%)

Muestra Roca SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5

C5-160ª Andesita 56.48 0.91 17.26 2.05 3.25 0.10 3.06 7.15 3.55 2.18 0.20

C10-R-051 Andesito-basalto 58.74 0.34 16.77 2.04 3.19 0.25 2.94 6.84 3.26 2.50 0.27

C11-192ª Andesito-dacita 57.85 0.32 17.63 3.50 0.88 0.04 1.11 6.16 3.05 0.74 0.27

C11-801ª Riodacita 62.92 0.44 17.07 2.52 0.88 0.16 2.55 6.27 3.22 0.09 0.38

C5-142D Riodacita 67.16 0.32 15.09 2.75 0.77 0.03 0.44 4.31 5.57 1.22 0.10

C10-R-022 Riodacita 67.83 0.40 14.90 2.05 1.70 0.01 1.75 1.57 5.00 2.05 0.10

C11-200 Riodacita 68.79 0.35 15.06 2.76 0.96 0.11 0.41 1.34 1.55 6.14 0.60

C3-8731D Riodacita 69.37 0.40 16.21 2.16 0.18 0.02 0.68 2.15 3.82 2.92 0.12

C10-R-043 Dacita 69.54 0.42 17.34 1.93 0.96 0.16 0.13 2.68 3.44 1.19 0.15

C10-R-019A Riodacita 69.57 0.67 15.72 2.04 1.31 0.05 1.35 2.64 4.80 0.44 0.14

C4-418D Riodacita 70.13 0.52 12.93 0.41 0.72 0.06 1.71 1.03 0.42 8.70 0.60

C3-8731E Traquiriolita 70.71 0.34 14.91 1.92 0.63 0.06 0.68 1.48 3.00 4.42 0.12

74-T Riolita 71.37 0.39 7.90 3.58 1.00 0.11 1.87 7.81 0.90 2.49 0.08

AL-96 Riolita 71.46 0.34 14.00 1.61 1.34 0.13 1.59 1.10 5.25 1.24 0.80

AL-96ª Riolita 73.10 0.30 14.16 0.89 1.15 0.11 1.54 0.83 5.95 0.37 0.06

C5-106-C Riolita 73.35 0.40 14.53 1.65 1.25 0.12 0.65 2.70 2.85 1.60 0.15

AL-96-B Riolita 74.94 0.30 12.14 0.88 1.93 0.09 1.93 0.45 4.38 0.68 0.05

Tabla II. Análisis de TR, Th y U (ppm) de rocas de la Fm Caobilla

Muestra Roca La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Th U

Al-96 Riolita 6.45 14.82 1.75 7.49 1.71 0.49 1.42 0.27 1.67 0.39 1.11 0.19 1.28 0.20 1.232 0.562

Al-96B Riolita 10.38 25.99 2.70 11.31 2.44 0.42 2.02 0.36 2.50 0.57 1.67 0.28 1.80 028 1.742 0.913

AL-98 Andesita 8.44 19.16 2.79 13.62 3.54 1.12 3.59 0.60 3.77 0.84 2.31 0.35 2.32 0.34 0.974 0.0642

AL-96CDacita-

riolita9.22 22.63 2.41 10.09 2.26 0.57 1.84 0.33 2.09 0.50 1.43 0.25 1.68 0.26 1.685 0.856

AL-98ª Andesita 15.64 31.28 4.32 18.78 4.09 1.14 3.84 0.64 3.85 0.84 2.29 0.38 2.46 0.38 3.353 1.189

AL-100Dacita-

riolita7.61 14.32 2.05 8.98 2.18 0.76 2.63 0.39 2.56 0.61 1.72 0.29 1.93 0.30 0.998 0.368

AL-96ª Riolita 4.24 9.86 1.30 5.58 1.43 0.40 1.36 0.22 1.37 0.32 0.66 0.14 0.99 0.16 1.014 0.658

RESULTADOS Y DISCUSIÓN Las rocas de esta unidad varia desde andesíticas hasta riolíticas con pocos representantes mas básicos y predominio delas dacitas, manifiestan cierta tendencia sódica (ver análisis químicos).De acuerdo con Pecerillo y Taylor, 1976, la formación Caobilla presenta características referidas a las series CA y TH(fig.2). También considerando las relaciones FeO*/MgO vs SiO2 en el diagrama de Miyashiro 1974 (fig 3), se observaque la formación es esencialmente CA con cierto carácter TH.

Fig. 2y 3. Gráficos que muestran el carácter calcoalcalino con tendencia toleítica de la Fm. Caobilla La tendencia toleítica también se manifiesta en algún grado en la Formación Piragua (Santoniano-Campaniano),igualmente CA con tendencia sódica. Este carácter toleítico en rocas fundamentalmente CA sugiere un paso gradual deun tipo a otro de lava. Entre Caobilla y Piragua hay semejanzas en el quimismo de los elementos mayoritarios. En laregión no hay otras formaciones con carácter toleítico. A pesar de que las rocas de Caobilla han sufrido alteracionesmetasomáticas, mantienen las características geoquímicas fundamentales de la serie CA como, los bajos contenidos deMg, Ti, Ni, Zr y la relación del bario con la sílice.Los patrones de tierras raras (TR) muestran un enriquecimiento de 20 a 30 veces respecto a los condritos (fig.4). Losvalores de la relación La/Yb y la forma de los patrones indican un enriquecimiento en la rama de las TR ligeras, estosaspectos son propios de las rocas CA. Las vulcanitas y los intrusivos de plagiogranitos asociados a ellas dan patronessemejantes, algunos de los cuales presentan anomalías negativas de Eu.

Fig. 4 Patrones de TR de rocas de Caobilla

Indicadores geoquímicos de posible contaminación del magma originario La relación Th/U se utiliza como indicador de la presencia de material continental en las rocas de arco. Cuando estarelación no supera el valor 2.2, se infiere la ausencia de dicho material (Defant et al., 1991: en Schellenkes, 1998).Algunas muestras de Caobilla dan valores ligeramente por encima de ese límite, por lo que se puede suponer ciertacontaminación con materiales continentales (fig. 5).

Las relaciones entre Sm/Hf y Hf/Yb han sido empleadas por Lidiak y Jolly para determinar la participación decomponentes sedimentarios y del manto en los magmas de arcos insulares (Lidiak y Jolly, 1998: en Schellenkes,1998). Sm/Hf da la medida de la influencia sedimentaria, mientras Hf/Yb indica la disminución del por ciento defusión y la cuantía del enriquecimiento del manto. Se determinaron estas relaciones en las muestras de Caobilla yalgunas se sitúan en el campo que corresponde a la contaminación por sedimentos pelágicos (fig.6), por tanto esposible considerar cierto grado de contaminación proveniente de dos aportes: uno de sedimentos pelágicos y otro demateriales continentales.

De acuerdo con las investigaciones de Kerr et al., 1999 y Schellenkes, 1998, en el transcurso del cretácico, el sistemade arco formado en el límite jurásico-cretácico se movió dentro del espacio entre norte y sur América al tiempo en quese producía un aporte de materiales de origen continental. La contaminación con sedimentos pelágicos es consistentecon la subducción de una corteza oceánica más vieja evento al cual se han referido varios autores y que actualmente seconsidera que ocurrió no antes de alrededor de 80 m.a (Burke, 1988: en Kerr, 1999; Kerr, 1999, Schellenkes, 1998). Rocas del sector El pilar Emplazado en la formación Caobilla se encuentra el depósito El pilar, un área de desarrollo de vetillas ydiseminaciones metálicas, fundamentalmente pirita y en menor proporción calcopirita con otros mineralesacompañantes.Para el estudio mineralógico y del metasomatismo de las rocas del área de este depósito, se tomaron muestras de 2pozos paramétricos perforados por la compañía KWG Resources Inc., los cuales atraviesan rocas con contenidos desílice superiores al 60 %. Para complementar se analizaron algunas descripciones de otros pozos.Los pozos estudiados detalladamente fueron KGP-50 y KGO-51, el primero perforado hasta 185 m y el segundo hasta291 m. En ellos se determinaron flujos piroclásticos riolíto-dacíticos y andesíticos representados por tobas desde muyfinas hasta lapíllicas, en general con componente vítreo, frecuentemente soldadas. Participan también flujos de lavascon fragmentos (lavobrechas) de composición andesítica, así como lavas dacíticas. En el pozo KGP-50 la columna metasomática tiene el siguiente comportamiento de abajo hacia arriba:

Alteraciones hidrotermales correspondientes a una asociación cuarzo-clorita-sericita con buena cristalización delas escamas de clorita y sericita que transicionan hasta moscovita. Con esta asociación se presenta apatitometasomático. Asociación cuarzo-sericítica con caolinita intersticial y muy poca presencia de clorita cuya cristalinidad ha idodisminuyendo al disminuir la profundidad.

Asociación cuarzo caolinítica, sometida a erosión. En el pozo KGP-51 hasta alrededor de 150 m se observó un patrón litológico y procesos de alteración semejantes alpozo 50, a partir de esa profundidad se observan los siguientes cambios:

Hasta aproximadamente 230 m tobas líticas soldadas, lapíllicas de composición andesítica a andesito-dacítica.Hasta alrededor de 240 m lava dacítica de textura porfírica en matriz felsica a micropoiquilítica de cuarzo conmicrolitos de plagioclasas y en cantidades accesorias esfena, leucoxenos, sulfuros y ortita.A partir de esa profundidad hasta el final del pozo lavo brechas andesíticas. Es abundante la presencia deplagioclasas en fenocristales, ocasionalmente se observan microfenocristales de cuarzo, la matriz contieneagregado cuarzo feldespático con microlitos de plagioclasas, se encuentran fragmentos de rocas oscurasandesito-basálticas. La plagioclasa esta albitizada y tanto en los fenocristales como en la matriz hay sustitucionespor epidota, calcita, sericita y clorita, estos minerales se encuentran también en rellenos, se observó apatitometasomático.

Las alteraciones metasomáticas sufridas por las rocas del área de El Pilar, determinan variaciones mineralógicas yquímicas con respecto a las rocas típicas de la Formación Caobilla. La movilidad de los elementos y los requerimientosestructurales de los nuevos minerales formados controlan la distribución de elementos y fases a las distintasprofundidades.En la Tabla III se muestran los contenidos de los elementos mayoritarios y en la Tabla IV los minoritarios. Tabla III. Depósito El Pilar. Análisis de elementos mayoritarios %

No. Fe (t)ComoFe2O3

Mtra SiO2 Al2O3 TiO2 CaO MgO Na2O K2O P2O5 MnO P.P.I. SO3 H2O - FeO CO2

P. KGP-51-3.50 79,80 10,79 3,18 0,29 0,57 0,36 < 0.10 1,65 0,027 <0,01 2,70 < 0.5 0,40 0,21 0,26 99,37P. KGP-51-32.90 81,20 7,18 5,32 0,26 0,55 0,15 < 0.10 1,09 0,020 0,06 2,44 0,97 0,32 4,39 0,62 98,27P. KGP-51-98.80 75,50 9,16 6,90 0,33 0,56 2,42 < 0.10 1,44 0,018 0,10 2,94 1,87 0,41 6,37 0,18 99,37P. KGP-51-139.80 66,48 14,02 7,57 0,59 1,11 3,83 2,03 1,25 0,202 0,13 3,10 < 0.50 0,61 6,72 0,62 100,31P. KGP-51-197.00 63,26 15,28 8,16 0,66 1,92 2,39 4,95 0,47 0,306 0,09 3,20 6,10 0,31 5,13 0,62 100,69P. KGP-51-219.15 62,50 13,71 7,84 0,58 2,13 2,19 3,97 0,44 0,257 0,10 2,20 1,74 0,24 6,74 0,71 95,92P. KGP-51-233.80 73,26 13,00 5,20 0,23 0,83 0,76 2,85 2,03 0,037 0,05 1,38 < 0.50 0,29 3,13 0,35 99,63P. KGP-51-243.00 72,56 13,19 3,25 0,23 1,92 0,50 3,77 2,19 0,059 0,04 0,68 < 0.50 0,23 1,49 0,49 98,39P. KGP-51-252.00 62,26 15,89 6,93 0,49 4,48 1,94 3,49 0,98 0,147 0,12 2,98 < 0.50 0,94 7,13 1,81 99,71P. KGP-51-287.00 63,52 15,38 8,87 0,50 2,79 2,01 2,55 1,90 0,166 0,15 2,32 < 0.50 0,25 6,19 0,57 100,16P. KGP-51-290.00 66,00 15,66 5,61 0,46 3,74 1,46 4,14 0,89 0,128 0,15 1,76 < 0.50 0,34 3,47 0,80 100,00P. KGP-50-19.10 76,16 12,90 3,02 0,53 0,57 0,38 0,13 2,27 0,030 0,05 3,04 < 0.50 0,47 0,87 0,04 99,08P. KGP-50-42.00 79,80 11,71 1,04 0,46 0,53 0,36 0,11 2,05 0,019 <0,01 2,92 < 0.50 0,32 1,07 0,04 99,00P. KGP-50-52.80 79,94 9,43 3,51 0,41 0,55 0,35 < 0.10 1,76 0,014 0,01 3,64 5,21 0,26 1,36 0,04 99,61P. KGP-50-58.00 70,98 9,67 9,97 0,40 0,57 0,35 < 0.10 1,92 0,019 0,01 4,54 7,69 0,50 6,97 0,04 98,43P. KGP-50-80.00 81,64 8,65 2,82 0,34 0,57 0,32 0,12 1,81 0,024 <0,01 3,08 3,95 0,41 1,34 0,04 99,37P. KGP-50-85.70 79,68 10,28 2,89 0,46 0,62 0,28 0,10 1,44 0,030 <0,01 3,62 3,29 0,36 1,42 0,09 99,40P. KGP-50-112.30 69,38 10,31 11,27 0,40 0,67 0,16 0,11 2,25 0,045 0,04 5,02 4,66 0,34 4,86 0,44 99,66P. KGP-50-154.20 69,08 11,05 9,70 0,44 0,80 2,11 0,10 1,82 0,160 0,09 4,14 10,65 0,39 6,43 0,31 99,49P. KGP-50-185.00 54,22 15,86 14,55 0,65 1,06 7,21 0,44 1,57 0,234 0,23 4,90 0,50 0,71 8,71 1,11 100,92

Tabla IV. Depósito El Pilar. Análisis de elementos traza

No Muestrag/t

Ti Zn Y Sr Pb V Ba

KGP-513.5 2172 11 9 174 63 34 2595

KGP-5132 1564 37 19 59 43 31 418

KGP-5198 2094 79 13 80 90 45 2049

KGP-51139 3500 1001 17 165 103 74 328

KGP-51197 4418 73 24 702 134 109 328

KGP-51219 3965 55 24 519 105 80 2127

KGP-51233 1484 32 21 275 85 26 658

KGP-51243 1578 97 19 2387 150 38 7807

KGP-51252 3230 53 18 2434 111 129 3548

KGP-51287 3394 66 19 1035 112 124 2810

KGP-51290 3029 56 18 2012 114 112 2731

KGP-5019 3649 21 7 155 82 67 2789

KGP-5042 3016 25 8 102 71 54 764

KGP-5052 2711 28 9 81 71 59 652

KGP-5058 2837 49 8 113 82 93 841

KGP-5080 2350 38 8 114 70 43 737

KGP-5085 3247 21 8 196 70 49 2550

KGP-50112 2346 72 20 257 103 79 1143

KGP-50154 2818 44 16 94 79 61 2523

KGP-50185 4559 1613 13 162 139 207 890

En general, con respecto a las rocas típicas de Caobilla, hay cierta disminución de Na, Ca y, en menor medida, K, y unaumento de Fe+2 y Fe+3 (por la presencia de pirita, a veces oxidada, en venillas). El Mg varió poco en promedio, perose incrementa en los intervalos donde hay abundancia de clorita.Los contenidos de Na son muy bajos en el pozo KGP-50 y en los niveles superiores del 51, en este pozoaproximadamente a partir de los 140 m, ocurre un incremento de este elemento en correspondencia con la presencia deplagioclasas en gran parte albitizadas. El Ti y Al, más resistentes a las alteraciones, se mantiene con poco cambio. Los contenidos de elementos minoritarios como Ba, Sr e Y, se incrementa en aquellos niveles en los cuales sepresentan minerales que los admiten como sustituyentes o incluidos en sus estructuras, como el bario en las posicionesdel K en los minerales micáceos y el feldespato, el Sr en las posiciones del Ca en las plagioclasas y el Y en lasmuestras que contiene apatito y esfena.El conjunto de los cambios metasomáticos indica que se perforó en una zona donde predomina la alteración argílicaintermedia. En esta alteración se observó una gradual disminución de la cristalinidad de los minerales hojosos aldisminuir la profundidad y la sustitución por fase de estructura interlaminar más sencilla, hasta terminar, en lasuperficie, la caolinita acompañando al cuarzo. A niveles inferiores a 150 m se observo alteración propilítica. El corteerosivo es intenso, especialmente en la zona central. En un estudio mineralógico-mineragráfico realizado anteriormente (Santa Cruz-Pacheco et al., 1997) se comprobó lapresencia de la asociación enargita-covelina-pirita, lo cual sugiere ocurrencia de argilización avanzada, pero en el muestreo realizado, para el estudio de las rocas, no se ha observado la asociación de minerales típica de este estadiodel metasomatismo.Otros autores (Lugo, L. C., Ferrer, C., et al, 1989) han encontrado paragénesis propia de la argilización avanzada enmuestras de pozos El Pilar, perforados más al oeste que los incluidos en este trabajo.

CONCLUSIONES

La geoquímica de las rocas de la Formación Caobilla indica que son CA con tendencia sódica y que presentancierto carácter TH, no determinado en otras rocas de la región, salvo, en alguna medida en la Formación Piragua.Este carácter toleítico en rocas calcoalcalinas sugiere un paso gradual de un tipo de lava al otro.Los patrones de TR con respecto a los condritos y los valores de la relación La/yYb confirman la pertenencia algrupo CA observada en el quimismo de los elementos mayoritarios. Estos patrones son semejantes para lasvulcanitas y los intrusivos asociados con ellas.La relación Th/U en algunas muestras sugiere la posibilidad de cierta contaminación con materialescontinentales en la fuente magmática y de las relaciones entre Sm/Hf y Hf/Nb se infiere la presencia desedimentos pelágicos en dicha fuente. Ambos contaminaciones están en concordancia con la subducción de unacorteza oceánica más vieja y la aproximación del sistema de arco a terrenos del continente americano en la épocade la erupción de las lavas CA en el cretácico tardío.Las rocas del sector El Pilar están muy metasomatizadas. Desde alrededor de 150 m hacia la superficie seobservó un proceso de alteración argílica intermedia en el cual los minerales hojosos disminuyen gradualmentesu cristalinidad y son sustituidos por nuevas fases 1de estructura interlaminar más sencilla, hasta terminar en lasuperficie solo la caolinita acompañando al cuarzo. A profundidades mayores se observó alteración propilítica.Aunque de la asociación de minerales metálicos reportada en un estudio anterior (Santa Cruz – Pacheco et. al.(1997), se infiere un proceso de argilitización avanzada, ésta no ha sido encontrada debido a lo limitado delmuestreo, a la intensidad del corte erosivo o a ambos factores. BIBLIOGRAFÍA

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ACERCA DE LA MINERALOGÍA DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS DE CUBA CENTRO ORIENTAL Bienvenido T. Echevarría Hernández Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de La Habana. 11000 Cuba. E-mail:bienvenido@igp.minbas.cu

RESUMEN La composición química de las rocas del arco volcánico de Cuba, en el sector estudiado tiene una tendencia que se desplaza en el límite entre lasrocas calcoalcalinas y las alcalinas moderadas. Del estudio de la mineralogía se puede encontrar que en las rocas de tendencia alcalina no seobserva minerales típicos de esta asociación pese a que existen trabajos anteriores que hacen referencia a los mismos. Lo que sí es evidente es elenriquecimiento en potasio de los minerales formadores de rocas y la presencia de feldespato potásico en las mismas. Desde el punto de vista de lapetrología hubo una cristalización que se desarrolló a grandes profundidades y otra que ocurrió en un marco más cercano a la superficie terrestre.La posición de las lavas en la evolución del arco volcánico cretácico y la interpretación que hoy existe de él, aún deben ser mejor estudiadas apartir de las edades absolutas y relativas que se obtengan de él. ABSTRACT The chemical composition of the rocks of the volcanic arc of Cuba, in the studied sector has a tendency that moves in the limit between thecalcoalkaline rocks and the moderate alkaline ones. From mineralogy study can’t be observed typical minerals of alkaline tendency. In previousworks reference to this association was written. But (However), is evident the enrichment in potassium in the rocks forming minerals and the presenceof potasic feldspar in the same ones. From the point of view of the petrology there was a crystallization that was developed to big depths and anotherthat happened in a nearer mark to the terrestrial surface. The position of the lavas in the evolution of the cretacic volcanic arc and the interpretationthat today exists of him, they should still be studied better starting from the absolute and relative ages that are obtained. INTRODUCCIÓN Durante la década del 80 se realizaron diversos trabajos en la región (fig. 1) donde se brindaron diferentes ideas acerca del origen de las rocasvolcánicas de Camagüey y de sus alrededores.

Fig.1 Localización del área en la Isla de Cuba

En Echevarria B.,et al, 1986 se considera que existen dos grupos fundamentales para explicar la estratigrafía de la región. El Grupo Amancio y elGrupo Sibanicú.Desde el punto de vista de la evolución del vulcanismo desde los trabajos de Tchounev, D. et al. (en: Iturralde-Vinent, M.A., et-al., 1981), planteaque existieron dos grandes “momentos”. El primero caracterizado por un vulcanismo submarino con carácter básico de alcalinidad moderada ysedimentación predominantemente en cuencas submarinas en las que los centros volcánicos aparecen como zonas más elevadas que pueden llegar adesarrollar plataformas carbonatadas con presencia de rudistas y / o corales y algas y un segundo “momento” caracterizado por un vulcanismo másácido de alcalinidad normal a moderada con una sedimentación submarina en cuencas poco profundas que pasan a condiciones subáereas y laformación de ignimbritas. Para estas dos etapas de evolución del vulcanismo se reconocieron los denominados grupos Amancio (formación Guaimaro y Contramaestre) ySibanicú (formación Caobilla, Martí) Un estudio particular de estas rocas se realiza a través de los minerales que las contienen. COMPOSICIÓN QUÍMICA Y PARTICULARIDADES DE LOS PRINCIPALES TIPOS DE ROCAS

Las rocas volcánicas estudiadas presentan dos tendencias, una alcalina y otra subalcalina, según el diagrama de Irvine y Baragar, 1971 (fig. 2). Lasrocas varían desde basanitas, hasta traquitas y riolitas (tabla roca, tabla trazas).

Fig. 2. Diagrama SiO2 vs Na2O+K2O

Tabla roca

MUESTRA SIO2 TIO2 AL2O3 FE2O3 FEO MNO MGO CAO NA2O K2O P2O5 H2O- PPI TOTAL MG#3 66,41 0,82 11,97 6,33 0,20 0,15 0,87 3,22 4,54 3,96 0,24 0,41 1,47 100,59 1311 65,18 0,60 15,13 3,26 0,20 0,03 0,87 1,91 4,68 5,84 0,11 0,63 1,70 100,14 2215 52,80 0,67 15,15 6,27 3,37 0,19 2,50 6,50 6,32 2,04 0,51 0,14 4,07 100,53 2220 57,80 0,62 15,78 3,34 2,59 0,14 3,00 9,03 4,16 1,59 0,21 0,28 1,60 100,14 3520-A 65,45 0,46 14,21 1,54 1,39 0,08 1,00 4,86 4,42 3,34 0,22 0,96 2,28 100,21 2633 48,48 0,57 12,29 9,77 3,56 0,17 11,35 10,75 2,16 0,02 0,21 0,06 0,20 99,59 48

36 47,26 0,55 14,44 5,39 6,01 0,23 6,77 11,36 2,30 2,90 0,36 2,54 100,11 38

38 53,72 0,63 16,62 4,88 4,67 0,20 5,20 7,03 3,72 0,89 0,20 2,04 99,80 3648 57,37 0,40 12,90 6,74 3,37 0,12 1,87 4,33 6,40 3,55 0,46 0,20 2,40 100,11 1759 58,64 0,67 15,42 5,61 1,59 0,13 1,87 5,02 3,73 3,45 0,67 0,72 2,96 100,48 2263 49,82 0,45 18,32 4,46 4,83 0,18 6,23 8,70 4,44 1,28 0,50 0,06 1,40 100,67 4164 50,20 0,58 12,91 4,94 5,17 0,27 8,22 13,86 2,39 0,36 0,29 0,02 1,00 100,21 4665 42,20 0,39 8,18 8,65 4,16 0,24 22,30 8,30 0,75 0,08 0,21 0,04 5,02 100,52 65151 46,60 0,60 17,84 6,50 4,94 0,23 6,90 8,90 4,60 0,45 0,15 0,24 0,80 98,75 39157 43,68 0,42 17,87 6,35 5,76 0,24 5,71 10,27 4,18 2,68 0,18 0,50 1,92 98,76 33169 63,21 0,37 15,42 3,22 0,60 0,07 1,21 3,00 4,26 4,65 0,08 1,91 2,81 100,81 26176 54,70 0,32 17,01 4,05 3,56 0,21 5,03 5,66 4,02 1,72 0,06 0,38 3,15 99,87 41206 48,50 0,30 17,30 3,24 4,32 0,17 8,10 9,96 3,48 1,90 0,54 0,11 1,84 99,76 53218 63,00 0,10 15,00 6,09 1,07 0,22 1,23 5,00 4,30 1,40 0,21 0,34 2,20 100,16 16257 65,00 0,17 16,40 2,86 0,88 0,09 1,47 1,70 4,80 5,60 0,31 0,06 1,25 100,59 30261 57,00 0,32 17,00 6,40 1,70 0,09 3,40 5,60 3,00 4,30 0,40 0,40 1,40 101,01 31299 44,41 0,32 15,01 5,76 4,80 0,19 9,53 11,27 1,90 1,53 0,37 0,34 3,76 99,19 48300 60,75 0,23 18,00 2,53 2,28 0,09 1,45 1,00 4,45 6,90 0,27 0,35 1,38 99,68 24302-C 61,57 0,29 17,43 3,43 0,17 0,11 0,26 3,95 5,68 4,10 0,31 0,08 2,50 99,88 7

356 57,21 0,41 16,00 0,76 8,09 0,21 3,44 5,38 3,32 1,99 0,18 2,38 99,40 28

367 48,38 0,68 18,33 3,25 5,88 0,72 5,67 3,67 3,72 4,51 0,34 5,18 100,33 39

369 59,36 0,43 19,07 1,66 1,13 0,20 0,32 2,67 3,18 9,61 0,23 3,06 100,92 11

373 52,78 0,63 16,63 3,52 3,81 0,23 3,72 3,80 4,88 4,45 0,42 4,48 99,35 35

377 58,20 0,61 16,25 2,94 3,42 0,28 3,03 2,21 5,57 3,01 0,48 2,34 98,34 33

387 54,84 0,45 19,90 2,69 4,68 0,23 2,62 8,44 3,42 1,10 0,41 1,60 100,38 27

394 58,56 0,49 17,78 2,07 4,02 0,66 2,13 6,73 3,17 2,03 0,27 1,80 99,71 27

396 47,74 0,54 12,38 4,32 8,20 0,23 8,77 10,23 2,62 3,48 0,30 0,20 99,01 42

398 47,18 0,78 16,50 2,63 9,54 0,21 8,28 9,86 1,75 0,31 0,10 3,12 100,26 41

413 48,14 0,84 16,92 4,22 5,99 0,18 5,90 9,22 2,46 3,49 0,28 3,16 100,80 28

417 61,78 0,45 15,69 4,68 2,16 4,92 3,32 2,25 4,60 99,85 34

420 45,76 0,83 19,72 3,18 9,28 0,17 6,24 9,62 1,46 0,86 0,09 3,16 100,37 34

423 51,58 0,83 14,18 1,41 5,08 0,07 4,48 3,11 3,58 4,17 0,54 4,20 93,23 424 57,42 0,90 16,69 8,71 2,83 3,41 3,44 3,56 2,90 99,86 27

425 57,22 0,41 18,20 2,00 5,04 0,16 2,57 5,30 4,36 2,95 0,33 1,70 100,24 27

427 46,56 0,92 19,55 3,39 7,39 0,20 4,90 10,04 3,00 0,29 0,17 0,18 96,58 427-A 70,82 0,68 14,82 0,82 3,06 0,13 0,44 1,62 7,13 0,25 0,26 0,66 100,69 10

429-A 62,03 0,63 16,64 4,49 0,67 2,44 4,34 4,88 3,75 99,87 14

430-B 62,58 0,63 15,60 5,27 1,84 2,88 6,91 0,79 3,35 99,85 28

432-A 61,62 0,79 16,04 4,46 0,60 0,21 0,92 2,35 5,34 4,70 0,40 1,74 99,17 17

436 46,74 0,76 17,36 1,20 5,21 10,20 2,43 1,36 5,60 99,86 36

441 64,76 0,96 12,94 4,80 2,77 0,11 0,92 2,86 3,83 2,95 0,47 2,34 99,71 11

442 64,67 0,86 16,53 4,81 0,67 1,95 3,85 3,72 2,80 99,86 13

443 58,86 1,04 14,83 1,79 2,08 2,19 5,28 0,76 4,00 99,83 18

443-A 57,98 0,54 15,64 1,62 1,64 0,12 0,85 7,00 6,43 0,99 0,48 6,44 99,73 22

BE-5 60,92 0,85 14,40 2,33 4,16 0,30 1,30 3,13 4,76 3,36 0,51 3,50 99,52 17

BE-3 61,42 0,49 16,48 2,21 0,63 0,20 0,30 2,70 4,66 8,08 0,27 2,46 99,90 10

BE-17 65,36 0,41 15,80 2,29 1,02 0,17 1,25 3,41 3,98 3,80 0,10 2,18 99,78 29

JM-44 50,44 0,80 15,72 4,26 3,84 0,28 3,29 6,19 3,92 4,75 0,58 5,48 99,55 30

372 48,82 0,67 19,37 2,12 8,47 0,19 4,64 9,51 3,32 0,36 0,25 1,24 98,96 31

375 48,88 0,87 17,50 2,19 7,33 0,25 3,96 11,49 3,30 0,17 0,17 3,16 99,27 30

Tabla trazasMUESTRA SC V CR CO NI CU ZN RB SR ZR CS BA LA CE ND SM EU TB YB LU HF TA PB TH U

3 54,00 46,00 15 118 56 82,00 346 174 1375 49,00 51,20 16,70 5,20 0,76 20 1,50

11 46,00 20,00 127,00 232 308 2068 53,50 43,50 8,80 5,50 0,87 2,21

15 129,00 31,00 22,00 314 86 295 14,60 16,70 7,80 3,20 0,58 1,76

20 10,00 19,00 16 525 95 13,70 15,60 5,10 2,06 0,36 43 1,4620-A 17,50 48,00 20,00 20,50 4 242 73 55,00 639 160 0,30 1629 19,40 34,90 20,10 6,50 1,64 2,00 2,90 0,45 3,55 0,51 142 1,77 1,45

33 222,00 700,00 20,00 306 55 199 5,10 2,60 3,80 1,82 0,37 0,02

36 27,30 241,00 187,00 36,20 35 197 76 56,00 759 39 0,30 945 15,30 27,80 20,60 3,80 1,07 1,50 1,40 0,23 1,18 12 2,40 0,6538 22,70 191,00 60,00 23,70 21 100 69 29,50 517 52 0,20 453 5,80 12,50 18,00 2,40 0,60 1,50 1,80 0,33 1,30 0,32 8 0,70 0,2248 16,90 143,00 27,00 19,90 159 178 760 51,00 244 145 0,50 1027 22,20 78,00 22,20 9,20 1,57 1,89 4,96 0,70 3,59 0,34 20 1,47 0,71

59 36,20 17,50 0,50 39,80 72,10 26,80 23,40 0,58 0,82 2,60 0,50 5,50 1,85 0,8263 55,00 309,00 111,00 30,60 63 155 103 27,00 533 65 1,20 603 16,50 25,40 3,50 3,70 0,22 0,58 2,30 0,33 1,50 0,00 50 1,03 1,2064 36,30 188,00 510,00 35,30 25 300 158 36,70 472 62 0,98 70 7,40 21,80 8,30 2,90 0,16 0,42 1,80 0,26 1,60 0,00 50 0,85 1,24

65 42,10 127,00 938,00 80,70 536 270 125 20,00 20 50 0,81 70 3,50 16,70 16,50 1,90 0,10 0,23 0,98 0,14 0,48 20 0,30 0,23

151 231,00 20,00 36 107 126 20,00 398 95 331 20 0,00 0,21157 21,50 248,00 20,00 33,30 47 190 113 34,00 786 48 0,17 1829 8,01 11,90 22,70 4,06 0,98 0,99 2,07 0,30 1,03 0,42 20 0,86 0,61

169 10,00 25 323 119 20 1,14176 17,70 136,00 20,00 18,00 5 136 80 37,00 471 87 0,46 495 12,10 24,80 16,80 4,65 0,88 0,09 2,74 0,45 2,53 0,39 19 1,61 0,97206 26,10 215,00 179,00 30,00 98 605 99 30,00 1120 60 2,40 1140 9,80 7,00 22,20 4,10 1,08 0,17 2,03 0,38 3,80 0,62 8 1,30 0,47218 2,80 13,00 20,00 5,00 17 156 114 33,00 831 113 0,10 391 16,80 15,50 35,10 5,20 1,34 0,30 3,80 0,70 ### 0,30 6 1,80 0,62

257 2,40 44,00 1,70 3,60 89 229 83 104,00 259 127 0,64 430 41,40 78,70 11,50 1,80 0,76 8,60 1,60 ### 0,20 6 6,30 1,78

261 10,60 76,00 12,20 21 122 88,00 0,31 15,80 33,50 5,00 1,30 0,34 3,40 0,55 ### 0,44 20 4,60 1,36299 37,00 3,00 260,00 33,00 89 294 92 36,00 890 39 0,54 568 6,80 13,50 32,00 3,10 0,70 0,10 1,96 0,30 0,10 0,10 5 3,33 2,63300 2,35 33,80 3,00 3,00 273 110 65 144,00 387 105 0,10 1213 18,80 38,20 25,30 4,50 1,32 0,47 4,00 0,52 3,30 0,20 50 6,30 1,29

302-C 5,10 46,70 1,00 2,60 54,00 323 109 0,10 2112 21,00 39,00 37,30 3,90 1,30 0,35 2,60 0,24 2,80 0,10 6,30 0,66

356 5,10 46,70 1,00 2,60 54,00 323 109 0,10 2112 21,00 39,00 37,30 3,90 1,30 0,35 2,60 0,24 2,80 0,10 6,30 0,66

356 15,70 126,00 164,00 20,00 44,00 399 77 0,34 811 11,50 16,10 12,20 3,30 0,88 0,70 1,44 0,34 1,97 0,36 1,90 1,17

367 10,70 239,00 39,00 25,60 66,00 675 55 0,20 2623 16,20 24,20 7,90 3,10 1,04 0,77 1,30 0,26 1,20 0,22 5,00 1,21369 1,80 42,70 29,50 3,40 7 36 59 115,00 289 79 0,32 1967 18,60 36,90 22,60 5,50 1,55 1,30 1,60 0,34 2,20 0,25 12 3,80 0,78

373 8,90 191,00 17,22 20,00 48,00 789 61 0,14 3292 15,50 25,00 10,70 2,70 0,88 0,68 1,30 0,23 1,50 0,20 0 5,10 1,30

377 19,70 139,00 20,00 18,10 50,00 291 133 0,18 1908 12,80 26,70 35,00 5,20 1,30 2,90 3,00 0,48 2,60 0,30 1,35 1,14387 7,40 109,00 30,20 14,10 7 74 88 41,00 994 75 0,30 399 10,90 22,00 15,30 4,00 0,93 1,80 2,10 0,35 1,50 0,21 6 1,25 0,44394 9,80 162,00 75,00 12,80 14 120 68 24,00 872 121 4,60 860 16,70 47,10 20,20 4,60 0,98 1,60 2,80 0,36 2,80 0,24 10 3,60 1,25

396 26,80 213,00 295,00 42,00 46,00 384 36 2,20 831 11,30 18,70 14,00 2,90 0,74 1,20 1,80 0,21 0,80 0,35 2,30 0,49

398 32,00 209,00 37,20 34,00 303 53 0,23 100 2,30 3,80 12,00 1,80 0,51 2,20 1,40 0,24 0,80 0,30 0,45 0,25

413 21,60 267,00 142,00 23,50 53,00 1009 44 0,24 1932 17,50 34,50 15,00 0,78 0,94 2,04 0,26 1,03 0,37 3 8,40 0,60

417 94,00 20,00 20,00 453 115 0,00 864 420 13,80 286,00 42,00 15,40 44,00 594 79 0,21 1813 14,40 33,10 12,00 3,74 1,09 0,88 1,77 0,22 1,83 0,36 0 2,74 0,50

423 27,20 419,00 95,00 20,20 25,00 568 32 0,39 472 3,05 11,80 16,00 0,33 0,32 1,36 0,22 0,70 1,40 0,15 0,10

424-B 12,50 262,00 30,00 11,00 45,00 563 82 0,29 1705 19,40 34,70 15,40 1,22 0,92 2,29 0,33 1,77 0,25 2,53 0,23

425 14,00 148,00 20,00 15,30 52,00 496 100 0,47 603 9,50 18,00 9,60 0,98 0,92 3,30 0,48 2,63 0,24 0 1,01 0,64

427 24,00 386,00 20,00 26,00 20,00 490 36 0,26 236 4,19 5,87 29,20 0,84 0,77 2,68 0,42 1,28 0,38 0,20 0,18

427-A 16,00 67,00 20,00 9,71 20,00 174 113 0,51 563 12,90 29,20 21,10 5,65 1,53 1,22 4,10 0,64 2,56 0,28 0,84 0,40

429-A 6,08 80,00 40,00 10,30 29 44 154 72,00 243 116 0,44 2214 28,70 53,80 23,00 1,63 1,13 3,41 0,45 3,33 0,23 9 6,55 0,60

430-B 97,00 20,00 21,00 520 99 3239 432-A 12,10 173,00 20,00 9,76 64,00 433 145 0,31 1200 21,90 44,10 26,60 5,96 1,56 1,22 3,57 0,54 3,56 0,17 2,65 0,71

436 22,20 336,00 20,00 24,20 27,00 649 43 0,99 228 7,10 11,10 17,90 0,89 0,58 2,10 0,34 1,01 0,35 0,71 0,30441 15,00 106,00 20,00 4,49 18 10 106 51,00 239 136 0,46 1248 16,90 40,80 13,60 7,16 1,12 1,50 4,75 0,67 3,50 0,27 6 1,75 0,25442 11,70 110,00 20,00 5,03 21 108 95 73,00 472 197 0,43 1564 23,70 52,70 27,20 6,47 1,18 1,32 3,36 0,48 4,31 0,22 8 3,97 0,93443 16,50 156,00 20,00 13,10 22 88 152 20,00 187 152 0,19 372 17,90 40,30 38,30 7,28 1,34 1,67 4,93 0,74 3,82 0,37 8 1,66 0,60443-A 3,23 20,00 20,00 3,73 19 20 94 24,00 997 94 0,28 2000 28,10 54,30 21,30 5,70 1,52 1,15 3,81 0,27 1,83 0,25 9 4,75 0,72

BE-5 99,00 20,00 10,90 0,00 0 58,00 361 135 0,11 1003 13,00 25,90 14,90 6,89 1,32 1,57 4,27 0,59 3,29 0,28 0 1,56 0,40BE-3 4,70 58,00 20,00 4,23 3 37 124 111,00 167 185 0,21 1556 27,30 54,50 20,00 5,40 1,37 1,24 3,54 0,49 2,87 0,25 11 6,18 1,20

BE-17 68,00 20,00 8,00 2 49 64 69,00 327 172 1001 8 JM-44 13,90 253,00 36,00 18,70 22 210 132 43,00 573 69 0,18 1885 16,70 27,50 32,10 4,93 1,40 0,86 2,24 0,30 1,80 0,30 12 2,73 1,40

157 91,30 57,10 31,90 0,75 5,62 6,80 59,00 4,00 1,27 0,57 2,25 0,36 1,68 1,14 1,60 157 87,20 33,70 31,40 211 2,55 23,70 81,00 2,27 1,00 0,59 1,10 0,34 0,68 0 1,10 0,51 Basanitas

Contienen menos de 45 % de SiO2, su rasgo fundamental es la asociación de anfíbol, clinopiroxeno, titanomagnetita y plagioclasa. El anfíbol eshastingsita magnesiana según Leake (1978), y el piroxeno, augita y salita según la clasificación de Poldervaar y Hess, 1951, (en Deer y otros, 1965).La estructura de las basanitas es porfídica formada por minerales de tamaño hasta 1 cm y en ocasiones superiores. La matriz es de textura intersertal aintergranular, formada por microlitos de piroxeno, plagioclasa y titanomagnetita. Basaltos y traquibasaltos Aquí se agrupan las rocas constituidas por la asociación de olivino-piroxeno-plagioclasa-titanomagnetita y las de piroxeno-plagioclasa-titanomagnetita. Aquí también se incluyen estas mismas rocas que están afectadas por el metamorfismo de contacto con los granitoides.Tienen textura porfídica por fenocristales de hasta 1 cm que forman en ocasiones glomeropórfidos, integrados por piroxeno, plagioclasa ytitanomagnetita subporfídica. La matriz es predominantemente intergranular a intersertal, formada por titanomagnetita y microlitos de piroxeno yplagioclasa, el olivino raramente se encuentra preservado en esta fase, por lo general está sustituido por un agregado de serpentina y clorita. Losintersticios en la matriz están rellenos por titanomagnetita, piroxeno y vidrio alterado.En las rocas metamorfizadas el piroxeno está sustituido por anfíbol (actinolita) y las plagioclasas pueden estar completamente sustituidas por epidota,calcita, clorita y sericita, mientras que la matriz está integrada por anfíbol y clorita. Andesitas basálticas y traquiandesitas basálticas Contienen entre 52.5 y 57 % de SiO2 , texturalmente son rocas porfídicas con dos tipos de piroxeno (orto y clinopiroxenos), los cuales conjuntamentecon las plagioclasas y la titanomagnetita representan la asociación mineralógica más característica. Además de estos minerales se observa apatito elcual llega a alcanzar el tamaño de subfenocristales. La asociación de rocas con plagioclasa, piroxeno y titanomagnetita es menos distribuida yrepresenta derivados más cercanos a los basaltos. La matriz es intersertal con los mismos minerales de los fenocristales incluyendo en ocasionesapatito. Andesitas y traquiandesitas Se observa en muchas rocas la presencia de dos piroxenos, plagioclasa, titanomagnetita y apatito, y en ocasiones biotita. Los fenocristales alcanzanhasta 0.7 mm. La matriz puede ser intersertal a pilotaxítica o traquítica en las traquiandesitas. Los microlitos comúnmente son de plagioclasa, piroxenoy titanomagnetita, los intersticios entre ellos están rellenos por piroxeno, titanomagnetita, apatito y vidrio. Traquitas Estas son las rocas que contienen SiO2 entre 57 y 69 % y que aparecen por encima de la línea que separa a las rocas alcalinas de las subalcalinas. Sonrocas porfídicas con cristales de feldespato con tamaño de hasta 1.5 cm los que se destacan por su color rosado que contrasta con el color beige de lamatriz. La textura glomeroporfídica de las rocas a partir de plagioclasa y feldespato potásico aparece en una matriz traquítica con cristales de apatito(hasta 3 mm de largo) y por lo general una total ausencia de minerales máficos. Otras variedades de rocas se observan con preponderancia de vidrio yprácticamente afíricas. Ignimbritas Estas rocas se clasifican por su composición química como traquidacitas hasta variedades más ácidas, con SiO2 mayorde 61 %.Las rocas pertenecientes a este grupo pueden tener características diversas.Los fenocristales de los feldespatos en muchas ocasiones están preservados, pero es común que aparezcan rotos y comúnmente sericitizados. En unamuestra (444), fue encontrado un fragmento de dacita formado por plagioclasa cuarzo y apatito, incluido en la matriz. El resto de los fragmentos sonpor lo general similares a la roca.Tanto microscópica como macroscópicamente es característica en estas rocas su fluidalidad. Se observa material piroclástico completamenterecristalizado y compactado con la forma de fiamme y fragmentos burdos de roca. En algunas formas se observan fragmentos completamenteaplastados con forma lenticular orientado en dirección de la fluidalidad. Observados perpendicularmente a la orientación poseen forma isométrica.Cuando las rocas son completamente compactadas en ellas no se observa fiamme, lo que hace su diferenciación, de las lavas una tarea difícil. Dacitas La estructura porfídica esta integrada por fenocristales de plagioclasa, cuarzo y piroxeno y subfenocristales de apatito el tamaño de los mineralesalcanza los 0.4 mm. La matriz está completamente alterada, la textura es microlítica integrada por plagioclasa y cuarzo. MINERALES FORMADORES DE ROCAS Los principales minerales que se encuentran en la rocas estudiadas son plagioclasas, feldespato K, anfíbol, piroxenos, olivino, biotita y comoaccesorios titanomagnetita, magnetita, ilmenita, titanita y apatito.La nomenclatura de los anfíboles es tomada de Leake (1978), la de los piroxenos por Poldervaar y Hess (1951) (en: Deer y otros, 1965). Plagioclasas Las plagioclasas representan una de las fases cristalinas más distribuidas. Se encuentran en forma de fenocristales y microlitos, en casi todas las rocasvolcánicas de la región estudiada. En las rocas básicas, en algunas ocasiones prácticamente faltan en la fase porfídica.La composición de las plagioclasas más básicas determinadas, oscilan entre bytownita (An70-72) hasta las variedades más ácidas albita y oligoclasa

(An8-12).Los resultados de la microsonda electrónica brindan una composición desde An27-88 y una fase An0.1-6.Los fenocristales de plagioclasa se manifiestan como una fase tardía en casi todos los tipos de rocas con una zonalidad normal u oscilatoria, conbordes de más bajo contenido de anortita y en algunos casos de feldespatos de potasio.Los microlitos de las rocas básicas muestran principalmente una disminución del contenido de anortita, lo cual se relaciona con el proceso dealbitización de la matriz lo cual no se refleja en forma sustancial en los fenocristales.En el diagrama triangular Ab-An-Or (fig. 3) se observa una idéntica composición de la albita (Ab), a pesar de que debe tenerse en cuenta, laposibilidad de que los fenocristales de este mineral que se encuentran en los flujos piroclásticos, representar la composición de estos y no a losprocesos de albitización, tal como se observa por los métodos ópticos, en las traquitas y que existen conjuntamente en plagioclasas del tipo albita -oligoclasa con feldespato de potasio asociado en una estructura glomeroporfídica.

3a 3b

Fig. 3 Diagrama Ab-An-Or

La comparación con los diagramas normativos de CIPW para Ab-An-Or, muestra para la composición de la plagioclasa de la región un aumento delcontenido de ortosa con respecto al diagrama normativo, lo cual indica un enriquecimiento de potasio en esta roca.Casi la ausencia total de pórfidos de plagioclasa en las basanitas y la falta de plagioclasa en los cúmulos da a pensar en las condiciones decristalización temprana en el marco de estabilidad de la plagioclasa (ver tabla plag), para estas rocas no hay determinación del tipo de plagioclasas porque ellas están comúnmente albitizadas. (ver análisis 157-6, tabla plag). En los basaltos y traquibasaltos independientemente del proceso dealbitización, puede determinarse la composición de estos minerales en ejemplares más preservados, estos responden a bytownita y labrador (análisis413-2, 206-6, 206-4, 206-7, tabla plag). En una muestra de traquibasalto 206 fue establecido el proceso de albitización en la matriz (muestra 206-10,206-12 tabla plag) conjuntamente con la presencia de feldespato potásico.

Tabla plagMUESTRA SIO2 TIO2 AL2O3 FEO MNO MGO CAO NA2O K2O SI TI AL FE2+ MN MG CA NA K AN AB OR

413-1 46,33 0,04 33,41 0,92 0,85 16,05 2,09 0,31 2,139 0,001 1,818 0,036 0,059 0,794 0,187 0,018 79,5 18,7 1,8

413-2 46,90 0,00 32,77 0,81 0,04 0,92 15,45 2,68 0,44 2,166 1,783 0,031 0,002 0,063 0,764 0,240 0,026 74,2 23,3 2,5

427-A-1 55,66 0,27 27,31 0,52 0,71 8,45 6,12 0,95 2,514 0,009 1,454 0,020 0,048 0,409 0,536 0,055 40,9 53,6 5,5

20-4 52,25 0,09 29,49 0,62 0,77 11,57 4,87 0,32 2,378 0,003 1,582 0,024 0,052 0,564 0,430 0,019 55,7 42,4 1,8

20-5 51,83 30,03 0,92 0,60 11,97 4,40 0,26 2,360 1,612 0,035 0,041 0,584 0,389 0,015 59,1 39,3 1,5

20-8 53,15 0,07 29,47 0,65 11,26 5,10 0,30 2,413 0,002 1,577 0,025 0,548 0,449 0,017 54,0 44,3 1,7

20-9 47,26 0,06 33,49 0,58 0,11 15,64 2,65 0,21 2,175 0,002 1,816 0,022 0,004 0,771 0,236 0,012 75,6 23,2 1,2

20-10 53,15 0,08 29,42 0,82 0,05 10,94 5,18 0,36 2,414 0,003 1,575 0,031 0,002 0,532 0,456 0,021 52,7 45,2 2,1

387-6 45,42 34,51 0,44 0,04 0,68 16,84 2,01 0,07 2,097 1,878 0,017 0,002 0,047 0,833 0,180 0,004 81,9 17,7 0,4387-7 46,80 0,04 33,90 0,63 0,09 0,71 16,11 2,32 0,12 2,126 0,001 1,843 0,024 0,004 0,049 0,796 0,208 0,007 78,8 20,5 0,7

387-8 46,96 0,00 33,59 0,71 0,02 0,52 15,67 2,41 0,12 2,160 1,821 0,027 0,001 0,036 0,772 0,215 0,007 77,7 21,6 0,7

387-9 52,18 29,45 1,06 0,06 1,00 11,75 4,28 0,23 2,375 1,580 0,040 0,002 0,068 0,573 0,378 0,013 59,4 39,2 1,4

254-4 54,94 28,12 0,45 0,70 9,64 5,83 0,34 2,480 1,496 0,017 0,047 0,446 0,510 0,020 46,8 51,2 2,0

254-5 52,85 29,43 0,56 0,07 0,65 10,96 5,16 0,33 2,400 1,575 0,021 0,003 0,044 0,533 0,454 0,019 53,0 45,1 1,9

436-1 43,96 35,49 0,36 0,00 0,68 18,09 1,33 0,09 2,036 1,938 0,014 0,047 0,898 0,119 0,005 87,8 11,7 0,5

436-2 47,08 32,95 0,76 0,00 0,79 15,74 2,51 0,17 2,169 0,000 1,789 0,029 0,054 0,777 0,224 0,010 76,8 22,2 1,0

436-5 38,20 25,86 1,41 0,19 0,51 23,28 0,49 0,06 1,934 1,543 0,483 0,008 0,038 1,263 0,048 0,004 96,0 3,7 0,3

420-4 45,61 0,01 33,90 0,73 0,65 17,67 1,28 0,15 2,109 1,847 0,028 0,045 0,875 0,115 0,009 87,6 11,5 0,9

420-5 50,06 0,01 30,77 1,35 0,00 0,81 13,95 2,85 0,19 2,292 1,661 0,052 0,000 0,055 0,684 0,253 0,011 72,2 26,7 1,2

420-6 48,87 0,01 31,45 1,01 0,63 15,28 2,50 0,25 2,246 1,703 0,039 0,043 0,752 0,223 0,015 76,0 22,5 1,5

BE-12-1 57,34 0,03 26,76 0,17 0,64 8,28 6,39 0,41 2,570 0,001 1,414 0,006 0,043 0,398 0,555 0,023 40,7 56,9 2,4BE-12-2 61,52 0,07 24,39 0,36 0,04 0,33 5,34 7,39 0,62 2,730 0,002 1,273 0,013 0,002 0,022 0,254 0,636 0,035 27,5 68,8 3,8

229-2 54,62 0,06 28,53 0,46 0,52 10,80 4,71 0,30 2,465 0,002 1,518 0,017 0,035 0,522 0,412 0,017 54,9 43,3 1,8

229-3 55,58 27,37 0,54 0,00 0,36 10,51 4,91 0,38 2,515 1,640 0,020 0,024 0,510 0,431 0,022 53,0 44,8 2,3

229-4 52,45 30,06 0,46 0,03 0,37 12,48 3,92 0,23 2,380 1,607 0,017 0,001 0,025 0,607 0,345 0,013 62,9 35,7 1,4

229-5 57,08 27,15 0,44 0,39 9,18 5,40 0,36 2,560 1,435 0,017 0,000 0,026 0,441 0,469 0,021 47,4 50,4 2,2

157-6 67,17 20,88 0,27 0,13 1,23 10,14 0,17 2,938 1,076 0,010 0,008 0,058 0,860 0,009 6,2 92,8 1,0

396-4 61,11 0,02 24,55 0,45 0,28 5,65 7,59 0,35 2,715 0,001 1,285 0,017 0,019 0,269 0,654 0,020 28,5 69,4 2,1

206-4 49,86 31,26 0,96 0,06 0,58 13,48 3,27 0,53 2,284 1,688 0,037 0,002 0,040 0,662 0,290 0,031 67,3 29,5 3,2206-6 48,30 0,10 32,38 0,85 0,02 0,56 15,14 2,12 0,46 2,219 0,003 1,753 0,033 0,001 0,038 0,745 0,189 0,027 77,5 19,6 2,8

206-7 47,99 0,01 32,46 0,63 0,78 15,50 2,25 0,38 2,205 1,758 0,024 0,053 0,763 0,200 0,022 77,4 20,3 2,3

427-1 52,17 0,13 29,73 0,56 0,78 12,12 4,20 0,31 2,372 0,004 1,593 0,021 0,053 0,590 0,370 0,018 60,3 37,8 1,8427-2 54,90 0,05 27,94 0,67 0,09 0,52 0,32 5,04 0,48 2,482 0,002 1,489 0,025 0,003 0,035 0,500 0,442 0,028 51,6 45,6 2,9427-3 60,73 0,03 24,60 0,30 0,04 0,56 5,64 7,93 0,17 2,700 0,001 1,289 0,011 0,002 0,370 0,269 0,684 0,010 27,9 71,1 1,0

427-4 53,34 0,10 29,29 0,73 0,41 11,94 3,86 0,32 2,417 0,003 1,564 0,028 0,028 0,580 0,339 0,018 61,8 36,2 2,0394-A-1 55,40 0,11 27,84 0,48 0,04 0,53 9,68 5,29 0,67 2,499 0,004 1,480 0,018 0,002 0,036 0,468 0,463 0,039 48,3 47,7 4,0

394-A-2 46,17 0,12 33,97 0,50 0,70 16,72 1,61 0,21 2,127 0,004 1,845 0,019 0,048 0,825 0,144 0,012 84,1 14,7 1,3

394-A-5 52,71 29,83 0,67 0,01 0,32 12,22 3,88 0,36 2,392 1,595 0,025 0,022 0,594 0,351 0,021 62,1 35,7 2,2394-A-11 51,51 0,05 30,16 0,70 0,06 0,73 12,46 3,95 0,39 2,347 0,002 1,620 0,027 0,002 0,050 0,608 0,349 0,023 62,1 35,6 2,3

394-A-12 51,91 0,06 29,95 0,67 0,69 12,06 4,04 0,62 2,364 0,002 1,607 0,026 0,047 0,588 0,357 0,036 60,0 36,4 3,7

394-A-17 50,39 0,06 31,42 0,44 0,64 13,65 3,16 0,24 2,296 0,002 1,687 0,017 0,043 0,666 0,279 0,014 69,5 29,1 1,5394-A-18 54,42 0,07 28,55 0,49 0,10 0,63 10,59 4,67 0,49 2,459 0,002 1,521 0,019 0,004 0,042 0,513 0,409 0,028 54,0 43,1 3,0394-A-24 56,14 0,12 27,24 0,59 0,05 0,42 9,43 5,39 0,63 2,530 0,004 1,447 0,022 0,002 0,028 0,455 0,471 0,036 47,3 48,9 3,8

444-1 68,94 19,93 0,03 11,07 0,02 2,999 1,022 0,001 0,934 0,001 0,1 99,7 0,1

444-2 69,12 19,84 0,06 0,10 0,04 10,80 0,04 3,005 1,017 0,002 0,004 0,002 0,910 0,002 0,2 99,6 0,2

444-4 68,54 0,08 20,06 0,34 0,02 10,87 0,16 2,984 0,003 1,026 0,022 0,001 0,918 0,009 0,1 98,9 1,0

442-1 67,86 20,75 0,08 0,01 0,00 0,93 10,32 0,04 3,123 0,000 1,126 0,003 0,046 0,022 0,002 59,7 37,2 3,1

206-10 66,34 25,44 0,60 0,06 7,51 0,05 2,861 1,293 0,022 0,003 0,628 0,003 0,4 99,1 0,4206-12 63,16 0,08 24,49 0,66 0,10 0,16 0,12 11,19 0,04 2,782 0,003 1,271 0,024 0,004 0,001 0,006 0,956 0,002 0,6 99,2 0,2

176-B-3 58,26 0,11 26,24 0,52 0,10 11,37 2,93 0,47 2,605 0,004 1,383 0,019 0,004 0,545 0,254 0,027 66,0 30,8 3,2

176-B-4 53,28 0,03 29,44 0,34 0,04 12,05 4,11 0,29 2,421 0,001 1,577 0,013 0,002 0,587 0,362 0,017 60,8 37,5 1,7

220-3 50,56 0,02 31,29 0,40 0,03 13,78 3,38 0,14 2,312 0,001 1,686 0,015 0,001 0,675 0,300 0,008 68,7 30,5 0,8220-4 53,25 0,02 29,44 0,52 0,03 0,31 11,97 4,28 0,16 2,413 0,001 1,572 0,020 0,001 0,021 0,581 0,376 0,009 60,1 38,9 1,0

BE-10-2 68,95 20,16 0,11 0,02 0,00 0,19 10,56 0,02 2,996 1,032 0,004 0,001 0,009 0,890 0,001 1,0 98,9 0,1

BE-10-3 58,33 25,80 0,96 0,28 8,46 5,51 0,66 2,617 1,364 0,036 0,019 0,407 0,479 0,038 44,0 51,9 4,1

BE-10-5 61,27 0,06 23,53 0,75 0,42 5,08 8,14 0,75 2,734 0,002 1,237 0,028 0,000 0,028 0,243 0,704 0,043 24,5 71,1 4,3

218-1 55,66 0,02 28,11 0,37 0,42 10,15 4,97 0,30 2,503 0,001 1,490 0,014 0,028 0,489 0,433 0,017 52,0 46,1 1,8218-4 54,61 0,08 28,70 0,34 0,03 0,47 10,75 4,86 0,16 2,462 0,003 1,525 0,013 0,001 0,032 0,519 0,425 0,009 54,5 44,6 1,0 En los basaltos la plagioclasa se determina como bytownita y labrador (análisis 420-5, 6;436-1; 427-1, 2, 4, tabla plag) y el proceso de albitización(análisis 427-3) desarrollada en la matriz.En las andesitas basálticas y traquiandesitas basálticas la plagioclasa también esta en el rango de labrador bytownita (análisis 387-7, 8,9, 176- 3, 4,tabla plag).En las variedades más ácidas las composiciones de las plagioclasas están en el mismo rango, a pesar de que predomina el labrador (análisis 20-4, 5, 8,9, 10, 13; 394-11, 12, 17, 18;218-1, 4, tabla plag).En las traquitas e ignimbritas la determinación de las plagioclasas se hace difícil a causa de los procesos secundarios. Los resultados de los análisismuestran la presencia de oligoclasa y andesina (análisis BE-10- 3, 5; 427a-1; BE-12-1, 2, tabla plag)Se establece también una fase tardía (albitización)(análisis BE-10-2; 444-1, 2, 4, tabla plag) Feldespato potásico El feldespato potásico no se encuentra en abundancia en las rocas de la región a excepción de las traquitas, las cuales poseen una gran cantidad defenocristales, asociados con plagioclasas, formando glomeropórfidos de hasta 1.5 cms.En el resto de las rocas el feldespato potásico no forma fenocristales.En las rocas que lo contienen (tabla fk, el feldespato potásico no puede ser analíticamente determinado a causa de la sericitización. En las rocas en lascuales fue determinado se encuentra limitado a la matriz, estas son traquibasaltos (análisis 206-8,11), basaltos (394-6) e ignimbritas (442-5, 6; BE-12-4).

Tabla fkMUESTRA SIO2 TIO2 AL2O3 FEO MNO MGO CAO NA2O K2O BAO

436-6 63,94 0,12 18,91 0,44 0,02 0,45 0,17 0,74 15,20 206-8 64,88 0,04 19,83 0,51 0,07 0,34 0,90 4,34 9,08

394-A-6 65,33 0,18 20,91 0,44 0,28 2,32 5,85 4,68 442-5 51,98 0,08 30,21 5,46 0,19 1,82 0,34 0,10 9,82 442-6 64,28 18,98 0,21 0,03 0,21 0,13 1,04 13,93 1,19

449-7 64,45 18,92 0,07 0,13 0,10 0,15 16,18 206-11 65,10 0,15 19,86 0,56 0,22 0,85 5,17 8,07

BE-12-4 66,61 0,18 18,39 0,09 0,05 0,24 0,30 2,06 12,09

Tabla fk (continuación)SI TI AL FE2+ MN MG CA NA K AN AB OR

2,954 0,004 1,030 0,017 0,001 0,031 0,008 0,066 0,896 0,9 6,8 92,32,935 0,001 1,057 0,019 0,003 0,023 0,044 0,381 0,524 4,6 40,1 55,3

2,906 0,006 1,096 0,016 0,019 0,111 0,505 0,266 12,6 57,3 30,22,423 0,003 1,659 0,213 0,008 0,126 0,017 0,009 0,584 2,8 1,5 95,7

2,970 1,034 0,008 0,001 0,014 0,006 0,093 0,821 0,7 9,9 87,1

2,977 0,005 1,056 0,021 0,015 0,041 0,452 0,464 4,3 47,2 48,5

2,936 0,005 1,056 0,021 0,015 0,041 0,452 0,464 4,3 47,2 48,53,019 0,006 0,982 0,003 0,002 0,016 0,015 0,181 0,699 1,6 20,2 78,1

En el basalto y la ignimbrita, el feldespato se observó relacionado a un proceso metasomático? en el interior de la magnetita. En el traquibasalto seencuentra bajo la forma de una capa fina alrededor de la plagioclasa y sustituyendo al vidrio. A pesar de esto en las propias ignimbritas forma parte dela masa principal y en otras ocasiones parte del vidrio volcánico desvitrificado, asociado a cuarzo. Anfíboles Los minerales de este grupo en las rocas investigadas no son muy abundantes independientemente de que se encuentran en diversas variedadesrocosas. Su presencia da la posibilidad de analizar empíricamente algunos de los parámetros magmáticos, por los cuales se forman las rocas de laregión.El anfíbol se presenta en las basanitas bajo la forma de cúmulos relacionados con piroxenos y titanomagnetita con relativamente alto contenido dealuminio y bajo la forma de fenocristales.En otras variedades rocosas se encuentra solo formando parte de la fase porfídica y nunca como cúmulos o en la matríz.Cristales bien desarrollados muestran una característica corrosión (solo en las rocas más básicas) en la periferia de la cual se desarrolla magnetita(opacitización). Por su parte los fenocristales de piroxeno, conjuntamente con los anfíboles no muestran ninguna alteración o cambio.Algunos cristales muestran inclusiones de piroxeno, en otros casos plagioclasa, clinopiroxenos y titanomagnetita (poiquilitos). En las basanitas estemineral se clasifica como hastingsita magnesiana o magnesio-hastingsita, se caracteriza por su zonalidad con una moderada disminución del Ti y Cadel núcleo a la periferia y un aumento del Mg, Al6+, Fe y algo del Na y K.En las rocas más ácidas el anfíbol es edenita o anfíbol magnesiano hastingsítico.En algunos casos el anfíbol se manifiesta sustituido por clorita, calcita, epidota y plagioclasa.La composición de los anfíboles en las rocas básicas (tabla af) se corresponden con aquellos dados por Arculus, 1978, para la isla de Granada conK2O > de 0.37 %. Al mismo tiempo, en las rocas más ácidas, el contenido de potasio es significativamente más bajo debido a su formación endistintas condiciones.Los resultados de las muestras de basanitas y basaltos representados en el diagrama de Helz (1973) (fig. 4 y 5) muestran algunos minerales formados aalta temperatura, lo que comparado con los datos experimentales de anfíboles en basaltos (Allen y Boettcher, 1978), corresponde con los mineralesformados a presiones cercanas a los 10 Kbar y temperatura entre 900 y 1040oC.

Fig. 4. Diagrama Al4+/(Na+K) Fig. 5. Diagrama Al4+/Ti El anfíbol de las rocas más ácidas (tabla af) se forma a relativamente baja temperatura, así como se puede confirmar del calculo de la relaciónplagioclasa – anfíbol (Echevarría, B. 1998).

Tabla afMUESTRA SIO2 TIO2 AL2O3 FEO MNO MGO CAO NA2O K2O H2O SI TI AL FE2+ MN MG CA NA K AL4+ AL6+ MG#299-1 39,99 1,40 14,44 11,25 0,20 14,87 11,63 3,00 1,23 2,00 5,914 0,156 2,517 1,391 0,025 3,279 1,843 0,860 0,232 2,085 0,431 70299-3 40,42 1,27 14,15 11,36 0,17 14,79 11,42 3,00 1,12 2,00 5,973 0,141 2,464 1,404 0,021 3,258 1,856 0,860 0,211 2,027 0,438 70299-6 40,52 1,50 14,16 10,55 0,13 15,08 11,82 2,87 1,39 2,00 5,971 0,166 2,459 1,300 0,016 3,313 1,866 0,820 0,261 2,028 0,430 72157-3 41,13 1,78 13,86 11,68 0,13 13,99 12,13 2,49 0,81 2,00 6,060 0,197 2,407 1,439 0,016 3,073 1,915 0,711 0,152 1,939 0,466 68157-4 40,66 1,61 13,79 14,82 0,20 12,00 11,64 2,40 0,88 2,00 6,075 0,181 2,424 1,852 0,025 2,673 1,863 0,695 0,168 1,924 0,503 59157-5 40,44 1,24 14,58 11,65 0,04 14,38 11,93 2,56 1,18 2,00 5,972 0,138 2,538 1,439 0,005 3,166 1,888 0,733 0,222 2,028 0,509 69436-3 40,44 1,48 13,85 11,59 0,22 15,04 11,52 3,45 0,41 2,00 5,972 0,138 2,538 1,439 0,005 3,166 1,888 0,733 0,222 2,028 0,509 69436-7 38,98 1,24 15,69 12,21 0,17 14,15 11,71 3,23 0,62 2,00 5,781 0,138 2,740 1,514 0,021 3,128 1,861 0,929 0,117 2,219 0,523 67176-B-1 46,76 1,87 7,69 14,70 0,35 13,33 11,21 1,66 0,42 2,00 6,882 0,207 1,334 1,809 0,044 2,925 1,768 0,474 0,079 1,118 0,215 62176-B-2 47,85 1,25 6,89 14,94 0,45 14,16 10,45 1,67 0,34 2,00 7,020 0,138 1,191 1,833 0,056 3,097 1,643 0,475 0,064 0,980 0,211 63220-1 40,62 1,24 14,64 13,57 0,20 12,71 11,81 2,76 0,45 2,00 6,025 0,138 2,559 1,683 0,025 2,810 1,877 0,794 0,085 1,975 0,584 63BE-10-1 42,84 1,55 11,56 14,17 0,52 13,06 11,19 2,56 0,55 2,00 6,356 0,173 2,021 1,758 0,065 2,888 1,779 0,736 0,104 1,644 0,376 62218-2 43,58 1,17 11,23 15,71 0,74 11,91 11,03 2,37 0,26 2,00 6,485 0,131 1,969 1,955 0,093 2,642 1,758 0,684 0,049 1,515 0,453 57 Piroxenos

Son unos de los minerales más importantes en la región, manifestándose en casi todos los tipos de rocas, excluyendo las traquitas.Los piroxenos acompañan a los anfíboles en las basanitas y basaltos, en muchos casos hasta incluidos en ellos.Se manifiestan principalmente como fenocristales bien desarrollados sin corrosión u otras alteraciones. Los clinopiroxenos tienen una estructura zonalcompleja, fundamentalmente cambiante y en otras ocasiones normal. Esta zonalidad no es típica para los ortopiroxenos.Los clinopiroxenos que se presentan en las basanitas tienen más alto contenido de Ca y Mg, lo cual lo clasifican como salita, así como los encontradosen traquibasaltos y en algunos basaltos. Otros se encuentran cerca de la línea discriminante en el campo de la augita.En una basanita la zonalidad del clinopiroxeno del centro a la periferia muestra una disminución del contenido de Mg y aumento de Ti y Al con unamás ligera variación de Ca, cuyo contenido es en línea general bajo (tabla cpx).

Tabla cpxMUESTRA SIO2 TIO2 AL2O3 FEO MNO MGO CAO NA2O K2O SI TI AL FE2+ MN MG CA NA K AL4+ AL6+ MG# WO EN FS

20-6 52,37 0,41 2,43 10,33 0,29 14,91 19,26 0,00 1,947 0,011 0,106 0,321 0,009 0,826 0,767 0,0500 0,0500 72,00 40,07 43,16 16,7720-12 50,23 0,56 2,42 10,96 0,51 15,00 18,97 1,24 0,14 1,894 0,016 0,108 0,346 0,016 0,843 0,766 0,091 0,007 0,1060 0,0011 70,90 39,20 43,13 17,68387-1 51,84 0,19 2,76 9,15 0,53 15,56 19,98 0,00 0,00 1,925 0,005 0,121 0,284 0,017 0,862 0,795 0,000 0,000 0,0740 0,0460 75,00 40,97 44,39 14,64254-8 51,60 0,29 2,14 10,49 0,40 15,65 19,43 0,00 0,00 1,927 0,008 0,094 0,328 0,013 0,871 0,777 0,000 0,000 0,0730 0,0200 73,00 39,34 44,09 16,58394-7 46,11 1,22 7,83 10,76 0,18 11,18 21,88 0,73 0,11 1,752 0,035 0,351 0,342 0,006 0,633 0,891 0,054 0,005 0,2480 0,1020 64,90 47,74 33,94 18,32394-19 53,02 0,17 1,26 9,33 0,83 14,14 21,26 0,00 0,00 1,977 0,005 0,055 0,291 0,026 0,786 0,849 0,000 0,000 0,0220 0,0320 72,98 44,09 40,80 15,10

394-20 53,41 0,14 1,42 8,99 0,77 13,94 21,33 0,00 0,00 1,986 0,004 0,062 0,280 0,024 0,773 0,850 0,0130 0,0480 73,40 44,68 40,63 14,70

394-21 53,35 0,08 1,41 9,51 0,87 13,82 20,95 1,997 0,002 0,062 0,298 0,028 0,743 0,840 0,0360 0,0530 75,00 43,68 42,36 13,97

394-22 52,98 0,31 2,05 8,57 0,60 14,58 20,92 1,964 0,009 0,090 0,266 0,019 0,806 0,831 0,0360 0,0530 75,00 43,68 42,36 13,97

394-26 52,98 0,29 1,99 8,53 0,66 14,77 20,78 1,964 0,008 0,087 0,264 0,021 0,816 0,825 0,0360 0,0500 76,00 43,30 42,82 13,87

396-2 51,60 0,28 3,73 7,56 0,10 15,05 21,68 1,908 0,008 0,163 0,324 0,003 0,829 0,859 0,0920 0,0700 78,00 44,68 43,16 12,16

396-3 50,53 0,43 4,83 8,15 0,26 14,30 21,49 1,876 0,012 0,211 0,253 0,008 0,791 0,855 0,1200 0,0800 76,00 45,01 41,67 13,32

115-1 50,94 0,33 3,10 8,83 0,30 15,94 20,56 1,895 0,009 0,136 0,275 0,009 0,884 0,819 0,1040 0,0300 76,00 41,43 44,69 13,89

115-2 52,01 0,33 2,66 6,13 0,17 17,02 21,67 1,914 0,009 0,115 0,189 0,005 0,934 0,854 0,0860 0,0280 83,00 43,22 47,23 9,54

115-3 50,76 0,46 3,23 8,92 0,21 15,54 20,89 1,890 0,013 0,142 0,278 0,007 0,863 0,834 0,1090 0,0320 76,00 44,22 43,16 16,77

436-8 47,47 0,57 7,57 8,36 0,27 13,39 22,37 1,776 0,016 0,334 0,262 0,009 0,747 0,897 0,2230 0,1100 74,00 47,07 39,20 13,73

229-1 53,31 0,09 1,48 9,24 0,42 14,23 21,23 1,982 0,003 0,065 0,287 0,013 0,789 0,846 0,0180 0,0460 73,00 44,01 41,04 14,95

157-1 51,14 0,30 4,11 8,16 0,34 13,64 22,32 1,902 0,008 0,180 0,254 0,011 0,756 0,889 0,0980 0,0810 75,00 46,82 39,81 13,36

157-2 50,41 0,51 5,46 6,96 14,05 22,60 1,865 0,014 0,238 0,215 0,775 0,896 0,1350 0,1020 78,00 47,50 41,09 11,42

206-1 49,90 0,68 5,28 8,30 0,20 13,83 21,80 1,857 0,019 0,232 0,258 0,006 0,767 0,869 0,1430 0,0880 75,00 45,87 40,49 13,63427-5 51,76 0,26 1,85 11,18 0,62 13,86 19,42 0,88 0,17 1,947 0,007 0,082 0,352 0,020 0,777 0,783 0,064 0,008 0,0520 0,0290 69,00 40,94 40,66 18,40427-6 51,07 0,36 3,38 8,87 0,25 14,69 20,08 1,16 0,14 1,904 0,010 0,149 0,277 0,008 0,817 0,802 0,084 0,007 0,0950 0,0520 75,00 42,32 43,08 14,59427-7 51,75 0,33 1,91 11,45 0,60 14,24 18,61 0,98 0,14 1,945 0,009 0,085 0,360 0,019 0,798 0,749 0,071 0,007 0,0550 0,0290 69,00 39,29 41,84 18,87449-1 49,61 0,53 4,68 8,07 0,17 13,65 22,11 1,03 0,02 1,858 0,015 0,207 0,253 0,005 0,762 0,887 0,075 0,001 0,1420 0,0640 75,00 46,64 40,07 13,29449-2 50,73 0,41 3,79 7,50 0,13 14,36 21,92 1,04 0,10 1,889 0,011 0,166 0,234 0,004 0,797 0,875 0,075 0,005 0,1100 0,0550 77,00 45,90 41,84 12,26449-3 53,75 0,13 1,57 3,89 0,06 16,63 22,67 0,87 0,11 1,969 0,004 0,068 0,119 0,002 0,908 0,890 0,062 0,005 0,0300 0,0370 88,00 46,41 47,37 6,22449-4 50,31 0,51 4,06 7,85 0,09 14,12 21,96 1,00 0,06 1,877 0,014 0,179 0,245 0,003 0,785 0,878 0,072 0,003 0,1220 0,0550 76,00 46,01 41,16 12,84449-5 52,13 0,25 2,41 5,35 0,13 15,78 22,50 1,05 0,16 1,928 0,007 0,105 0,165 0,004 0,870 0,892 0,075 0,008 0,0720 0,0330 84,00 46,27 45,15 8,59

420-1 50,44 4,43 11,76 0,33 14,33 18,71 1,889 0,000 0,196 0,368 0,010 0,800 0,751 0,1110 0,0840 68,00 39,12 41,69 19,19

420-2 51,53 3,56 10,23 0,31 15,22 19,15 1,916 0,156 0,318 0,010 0,844 0,763 0,0840 0,0710 73,00 39,64 43,83 16,53

299-2 48,90 0,45 6,20 8,14 0,12 14,13 22,06 1,822 0,013 0,272 0,254 0,004 0,785 0,881 0,1780 0,0940 76,00 45,89 40,90 13,22

299-7 49,16 0,47 6,07 7,33 0,10 14,54 22,32 1,826 0,013 0,266 0,228 0,003 0,805 0,888 0,1744 0,0912 78,00 46,24 41,91 11,85

299-11 53,27 0,02 1,94 4,29 0,10 17,38 22,51 1,952 0,001 0,084 0,131 0,003 0,950 0,884 0,0470 0,0360 88,00 44,98 48,33 6,69

299-12 50,05 0,41 4,65 6,68 0,07 15,39 22,42 1,859 0,011 0,204 0,207 0,002 0,852 0,892 0,1410 0,0624 80,00 45,71 43,66 10,63

299-13 48,66 0,62 5,98 8,06 0,16 14,39 22,09 1,816 0,017 0,263 0,252 0,005 0,800 0,883 0,1840 0,0780 76,00 45,65 41,35 13,00

413-5 50,49 0,46 4,02 8,25 0,12 14,99 21,47 1,880 0,013 0,176 0,257 0,004 0,832 0,857 0,1190 0,0565 76,00 44,03 42,77 13,20

413-6 49,20 0,67 5,27 9,26 0,11 13,93 21,55 1,840 0,019 0,232 0,290 0,003 0,777 0,864 0,000 0,000 0,1590 0,0725 73,00 44,75 40,25 15,01220-2 51,36 0,15 3,06 9,49 0,47 13,55 20,84 0,98 0,10 1,923 0,004 0,135 0,297 0,015 0,756 0,636 0,071 0,005 0,0767 0,0582 72,00 44,25 40,03 15,73220-5 51,37 0,25 3,15 10,73 0,59 13,45 19,50 0,86 0,09 1,926 0,007 0,139 0,337 0,019 0,752 0,784 0,063 0,004 0,0735 0,0656 69,00 41,85 40,17 17,98 Estas variaciones del # de átomos reflejan lo siguiente.Aumento de la relación Al4+/Al6+, un aumento lineal de las proporciones atómicas de Ti, más Al con la disminución de Si y aumento de la relaciónTi/Mg.En los traquibasaltos (413), la variación de la composición de las zonas en los clinopiroxenos se presenta de la misma manera como en las basanitas.En otro caso (traquibasalto 396), la zonalidad es invertida, lo cual se puede relacionar con flujos convectivos en el interior del reservorio magmático.En los basaltos se manifiesta también una zonalidad invertida (muestra 420, 427). En las rocas medias los ortopiroxenos se encuentran como fenocristales, microlitos y algunas veces solo en esta ultima fase la composición de losortopiroxenos analizados es la siguiente: En48-70Fs42-26Wo9-3, con un #Mg entre 0.53 y 0.73 (tabla opx), comúnmente con la disminución delcontenido del centro a la periferia.

Tabla opxMUESTRA SIO2 TIO2 AL2O3 FEO MNO MGO CAO SI TI AL FE2+ MN MG CA AL4+ AL6+ MG# WO EN FS

20-3 51,89 0,15 1,48 18,97 0,52 25,78 1,16 1,915 0,004 0,064 0,585 0,016 1,418 0,046 0,064 70,8 2,24 69,20 28,56

387-3 51,80 0,06 2,26 17,15 1,00 26,16 1,58 1,900 0,002 0,098 0,526 0,031 1,431 0,062 0,097 73,1 3,08 70,86 26,06

387-4 51,98 0,06 1,13 21,57 1,29 22,51 1,46 1,946 0,002 0,050 0,675 0,041 1,256 0,059 0,049 65,0 2,94 63,12 33,93

254-1 51,98 0,08 1,68 19,11 0,85 24,80 1,50 1,921 0,002 0,073 0,591 0,027 1,367 0,059 0,073 70,0 2,95 67,76 29,29254-10 51,51 0,35 2,96 24,34 0,96 15,54 4,34 1,959 0,010 0,133 0,774 0,031 0,881 0,177 0,040 0,090 53,0 9,65 48,09 42,26

394-25 52,90 0,03 1,06 21,23 1,28 22,54 0,96 1,969 0,001 0,047 0,661 0,040 1,251 0,038 0,030 0,015 65,4 1,96 64,14 33,89

254-2 50,59 0,18 0,92 26,41 1,16 17,02 3,72 1,952 0,005 0,042 0,852 0,038 0,979 1,154 0,040 53,0 7,75 49,32 42,93 Los clinopiroxenos en las andesitas (fig. 8), algunas veces no muestran estructura zonal (387, 20, 254). En otros casos (muestra 394), puedeobservarse una diferente zonalidad a pesar que la tendencia general es hacia el aumento, del núcleo al borde de la relación Al4+/Al6+, (Ti + Al)/Si yTi/Mg.Similar regularidad fue dada más adelante en los basaltos como índice de la disminución de la presión, a pesar que en las zonas interiores puedenencontrarse datos demostrando que las condiciones de cristalización han variado significativamente (puede ser por la cristalización de biotita y lavariación en la fugacidad de oxigeno). A pesar de la falta observable de zonalidad, en los ortopiroxenos, su quimismo muestra un aumento del centrohacia la periferia del contenido de hierro y disminución de magnesio y aluminio. El calcio tiene el mismo comportamiento (aumento) pero en limitesmoderados.La composición de los clinopiroxenos puede verse en la tabla cpx y en los diagramas Wo-En-Fs (fig.6,7,8,9).

Fig. 7 Fig. 6

Fig. 8 Fig. 9

Diagramas Wo-En-Fs

Olivino El olivino es un mineral que difícilmente se encuentra sin estar afectado por procesos de alteración, a pesar de que es un mineral frecuente en muchosbasaltos. Lo último se establece cuando se tienen en cuenta los productos de la alteración que se dan en los basaltos olivínicos. Estos productos nopermiten que se haga una determinación exacta de todas las fases minerales que existen en las rocas.En los casos en que pudo determinarse (tabla olbi), el olivino se asocia con clinopiroxeno y plagioclasa en forma de bien formados fenocristales.

Tabla olbiMUESTRA SIO2 TIO2 AL2O3 FEO MNO MGO CAO NA2O K2O NIO H2O SI TI AL FE2+ MN MG CA NA K H2Of MG# WO EN FS FO FA

206-2 37,92 0,05 0,33 23,60 0,57 36,99 0,29 0,25 5,431 0,585 2,472 1,750 0,016 3,502 0,373 1,610 3,952 67 66,68 33,32 206-3 38,25 0,30 22,69 0,48 38,02 0,21 0,04 5,505 0,544 2,459 1,670 0,016 3,480 0,006 0,464 1,618 3,940 68 0,12 67,50 33,38

394-A-8 36,66 5,25 14,16 14,13 0,13 15,86 1,30 8,52 4,00 0,995 0,001 0,010 0,518 0,013 1,448 0,008 0,005 74 73,64 26,36

394-A-9 37,28 4,90 14,13 13,52 0,13 15,81 0,04 1,62 8,59 4,00 0,998 0,009 0,495 0,011 1,478 0,006 0,001 75 74,92 25,08 Los cristales de este mineral pueden estar algunas veces parcialmente serpentinizados o cloritizados, por lo cual planteamos que en otras rocas, al estarcompletamente sustituidos, no sean reportados.En un traquibasalto, el olivino analizado (206, tabla olbi) muestra una composición entre Fo73.6-74.9Fa26.4-25.1, con un #Mg entre 74 y 75. Una desus principales características es el relativamente bajo contenido de Ni, así como de Ti. Biotita La presencia de biotita, se ubica en las andesitas, las cuales por su composición química se ubican en el limite, entre las andesitas calcoalcalinas ytraquiandesitas, los bordes de los cristales se presentan opacitizados y con formación de cristales de magnetita e ilmenita. Las inclusiones en la biotitason de plagioclasa (labrador) y titanomagnetita.En una andesita (394), la biotita analizada tiene la siguiente composición Wo0-0.12En66.68-67.50Fs33.32-33.38 (tabla olbi) lo cual correspondeproporcionalmente con la composición de los ortopiroxenos y por esto tienen aproximadamente la misma distribución en el diagrama Wo-En-Fs,pero con condiciones hidratadas para su formación, además en la región al sur de Camaguey aparecen traquibasaltos con fenocristales de biotitaopacitizados como los de las andesitas, pero no se cuenta con análisis de los mismos, además de que se encuentran alterados, no obstante estoreafirma las condiciones hidratadas en que se desarrollo el magmatismo, como también se reafirma en el caso de los anfíboles. MINERALES ACCESORIOS Los minerales que se describen en esta categoría son: apatito, magnetita, titanomagnetita, ilmenita, titanita (tabla acc).

Tabla accMUESTRA SIO2 TIO2 AL2O3 FE3O4 MNO MGO

299-4 3,83 9,90 80,66 0,35 4,21299-5 0,00 2,48 3,39 91,85 0,69 0,53

299-8 3,97 9,82 80,25 0,31 5,12299-9 1,33 1,71 1,98 92,42 0,69 0,59299-10 0,48 7,28 5,44 84,94 0,96 0,61413-3 0,00 6,64 5,55 86,82 0,37 0,62

413-4 4,95 7,07 87,00 0,13 0,44

427-A-2 15,00 3,90 80,54 0,03 0,35

20-1 4,41 3,76 89,78 0,27 1,62

20-2 9,47 4,65 82,69 0,47 2,55

20-7 10,72 2,83 84,57 0,68 1,21

387-5 6,29 4,43 86,53 0,79 1,95

254-3 8,36 3,78 85,30 0,59 1,97

436-4 0,25 0,00 99,72 0,03 420-3 5,08 0,18 93,93 0,18 0,02

BE-12-3 5,07 1,54 92,28 0,62 0,49

157-7 5,96 6,19 84,68 1,00 2,02

206-5 6,16 6,32 82,09 0,51 3,96

206-9 6,30 5,91 82,77 0,49 3,66

427-9 8,92 3,91 86,40 0,18 0,44

394-A-10 8,75 10,10 77,34 0,99 2,78

394-A-14 8,20 8,58 78,52 0,78 3,93

394-A-15 8,68 2,22 87,59 0,62 0,88

394-A-16 6,17 1,26 91,99 0,20 0,38

394-A-27 7,78 2,63 87,61 0,71 1,12 La magnetita y la titanomagnetita son los accesorios más importantes que se encuentran en todas las muestras estudiada. En la muestra 157 (basanita)aparece conjuntamente con titanita y en la muestra 394 (andesita) con ilmenita en el borde de opacitización de la biotita.Estos accesorios pueden encontrarse como individuos aislados en la matriz de las rocas o como inclusiones dentro de los minerales ferromagnesianos.En las rocas de la región la titanomagnetita se caracteriza por un relativamente alto contenido de Al y Mg en las primeras fases de cristalización, encomparación con los cristalizados en la etapa final (tabla olbi análisis 299-4, 8, en comparación con 299-5, 9, 10 y 394a-10, 14 en relación con 394a-15, 16).En algunos casos se presenta en forma esquelética (muestra 413, 177c, 221, 373, 367, 176, 176a), distribuido en la fase microlítica.El apatito es el segundo mineral más importante dentro de los accesorios, está en forma de subfenocristales en las rocas con relativamente altaalcalinidad (muestra 49, 442, 300) donde alcanza su máximo desarrollo. Característica es su forma prismática hexagonal. En su composición sedetecta Cl en bajo contenido. El comienza a manifestarse en forma más significativa en las andesitas basálticas (muestra 387), a pesar de que fueencontrado también en los basaltos (muestra 436).La ilmenita no fue encontrada en las muestras de la región como mineral de la fase accesoria de la roca. Sólo en la muestra 394 fue observada en laperiferia de la biotita opacitizada en muy poca cantidad.La titanita es también difícil de encontrar como una fase bien desarrollada en las vulcanitas estudiadas. Se reconoce en cristales pequeños en la matrizde una basanita (157).

Glomeropórfidos Las inclusiones en forma de xenolitos o segregaciones minerales encontradas en las rocas volcánicas han sido objeto de profundas investigaciones(Arculus, 1980; Powel, 1978; Protska, 1973; Francis, 1976; Foley, et al., 1987, Selianguin, 1987), dirigido hacia el desciframiento de los procesostempranos de cristalización e interrelación del magma con las rocas que ella atraviesa y su relación con las rocas de la cual proviene.Estas segregaciones minerales se encuentran en casi todos los grupos y variedades de rocas volcánicas en la región estudiada.En casi todos los casos la mineralogía de las segregaciones, corresponde a la de las rocas en que se encuentran pero pueden tener distintascaracterísticas en dependencia del orden de cristalización de los minerales y a los cambios en la composición de la cámara magmática en eltranscurso de la cristalización y ascenso hacia la superficie del fluido residual. Este proceso está en correspondencia con la diferenciación en cámarasmagmáticas y en los canales de ascenso por debajo de los volcanes (Selianguin, 1987).En la región de nuestras investigaciones fueron estudiadas las siguientes segregaciones:

I. Segregaciones de piroxeno, anfíbol y titanomagnetita.II. Segregaciones de olivino, piroxeno y plagioclasa.III. Segregaciones de clinopiroxeno, titanomagnetita y titanomagnetita, clinopiroxeno, plagioclasa.IV. Segregaciones de plagioclasa, feldespato potásico y apatito.

Segregaciones del tipo lSe encuentran en las basanitas y tienen una estrecha relación con la composición de los minerales que se presentan aislados (tabla af y cpx, análisis299 segregaciones 1, 2, 3; fenocristales 299-6, 7, 11, 12, 13). Sus cristales son finos y se relacionan con los procesos de cristalización tardía formadosprobablemente en las partes más elevadas de los conductos de ascenso del magma.Comúnmente no existen diferencias entre la titanomagnetita de los agregados y los de la matriz. Los fenocristales de piroxenos hacia las zonas másinternas tienen prácticamente la misma composición a la de los piroxenos de las segregaciones.Los anfíboles de las dos fases tienen aproximadamente la misma composición. La variación en la composición zonal de la titanomagnetita, lospiroxenos y los anfíboles, están en correspondencia con el orden de fraccionamiento de los minerales (ver Orden de cristalización fig. 11), en lacámara magmática rica en Al, Mg y Fe. De aquí puede explicarse que las segregaciones encontradas en estas rocas han sido diferenciadas de unmagma basanítico. Segregaciones del tipo IISe presenta en algunos traquibasaltos, en los cuales las interrelaciones estructurales muestran un estadio temprano de cristalización de olivino ypiroxeno, con una manifestación tardía de las plagioclasas (fig. 12). Estos glomeropórfidos no muestran diferencia sustancial con los fenocristales delas rocas. Se determina un bajo contenido de níquel en los olivinos, lo que demuestra un bajo contenido de este elemento en la cámara. Este es unrasgo de las vulcanitas de la región. (diagrama Ni/SiO2) (fig. 10).

Fig. 10 Diagrama SiO2vsNi

Segregaciones del tipo IIISe encuentra en andesitas basálticas y andesitas, respondiendo a una etapa temprana de cristalización y consecutiva diferenciación entre los minerales(fig. 13), existentes en estas rocas. Esto descansa fundamentalmente en la composición de la plagioclasa y en el desarrollo de los ortopiroxenos, losque en las andesitas alcanzan su máximo desarrollo, mientras que en las andesitas basálticas se incluyen en la fase de los subfenocristales.La disminución de la cantidad de Ca en los piroxenos en comparación con las rocas más básicas esta en correspondencia con la cristalizacióntemprana de apatito. Segregaciones del tipo IVEstos glomeropórfidos se asocian predominantemente en las rocas traquíticas, en las que representan la única fase cristalina porfídica.Conjuntamente con estas manifestaciones de lavas traquíticas ricas en cúmulos, en una etapa más tardía se presentan lavas afíricas y vitrofíricas, lasque concluyen esta actividad magmática, con la que se relaciona las aglomeraciones de cristales analizados.Lamentablemente el intemperismo, los procesos secundarios en general, no permiten que estos minerales sean analizados. Independientemente de esto

la composición de los anfíboles responde a una temperatura moderada (Helz, 1973). Esto conjuntamente con la asociación con plagioclasa yfeldespato potásico, permite presumir, que no han sido de origen profundo y son producto de una diferenciación en las cercanías de la superficie. OTRAS INCLUSIONES En las andesitas (394-7, tabla cpx), se localizó la inclusión de otro tipo de andesita, la cual representa un fenómeno no observado en otros casos. Lainclusión se diferenciaba por su mineralogía de las rocas, las cuales la incluyen, por una zonalidad invertida en uno de los fenocristales de plagioclasa,con la presencia de piroxeno (394-7), de la matriz de la inclusión caracterizándose por el alto contenido de Ti y Al y bajo de Mg. Este hecho noslleva a proponer un proceso de mezcla de magma (Sakuyama, 1978) o el aumento de la fugacidad de oxigeno en el transcurso de la formación deestos minerales (Mason, 1978). A causa de la falta de otros datos, no se puede aceptar una sola explicación para el mecanismo que lleve hasta lasvariaciones observadas.En algunos casos se encontraron inclusiones que no habían sido analizadas a causa del fuerte proceso de intemperismo.Por la asociación de los minerales que forman, ellos representan piroxenos (167), o anfíboles (436), gabros y cúmulos de plagioclasa? y cuarzo (176). ORDEN DE CRISTALIZACIÓN DE LOS MINERALES A partir del análisis petrográfico de las rocas fue establecido el orden de cristalización de los minerales de las diferentes fases minerales. La sucesiónrelativa se muestra en cinco diagramas que agrupan a las variedades rocosas más importantes.

Primera sucesión incluye a basanitas y basaltos.

Fig. 11

La primera sucesión (fig. 11) se caracteriza por la cristalización temprana de la titanomagnetita, piroxeno y anfíbol en condiciones en la cual laplagioclasa no era estable, teniendo en cuenta los parámetros de cristalización del anfíbol.

Segunda sucesión incluye a traquibasaltos y basaltos.

Fig. 12

La segunda sucesión (fig. 12) se parece mucho a la primera, donde se observa plagioclasa, en algunos casos como inclusiones en intersticios y enotros como una fase subporfídica, incluida en los bordes de los piroxenos.

Tercera sucesión incluye a andesitas basálticas, traquiandesitas basálticas, andesitas y traquiandesitas.

Fig. 13

La tercera sucesión (fig. 13) tiene particularidades específicas dada por la diferenciación de las correspondientes rocas. Las más básicas pueden queles falte totalmente apatito, contenido que aumenta hacia las más ácidas. El ortopiroxeno en las andesitas basálticas se encuentra en formasubporfídica y en las variedades más ácidas ya aparecen como pórfidos, bien desarrollados, aunque a menudo el proceso de cristalización no llega alfinal, ya que en las etapas finales se forma clinopiroxeno. A estas rocas se le calculo la temperatura, fugacidad de oxigeno y presión (Echevarría, B.1998).

Cuarta sucesión incluye a traquitas, traquiandesitas y traquidacitas.

Fig. 14

Las condiciones de formación de estas rocas son equivalentes a aquellas de la corteza.La cuarta sucesión (fig. 14) lo constituye un amplio grupo de rocas. Se caracteriza por el gran desarrollo de los cristales de apatito los cuales alcanzantamaño de fenocristales, siempre como una cristalización temprana y estrechamente relacionado con los glomeropórfidos de plagioclasa y feldespatopotásico.

Quinta sucesión incluye a dacitas.

Fig. 15 La quinta asociación (fig. 15) es una de las menos distribuida, dada la abundancia de las rocas que la constituyen, por esto el orden de cristalizaciónse determinó con menor precisión además de no tenerse datos de sus condiciones de cristalización. CONCLUSIONES SOBRE EL TIPO, CARÁCTER, EVOLUCIÓN Y GÉNESIS DE LAS ROCAS VOLCÁNICAS El desarrollo del vulcanismo en la región estudiada muestra dos etapas principales. La primera se caracteriza por un vulcanismo de tipo areal y centralhacia los nudos volcánicos principales. Tchounev D., et al. (en Iturralde-Vinent M. A., et al., 1981). Las facies subvolcánicas y extrusivas son lasmejor observadas, no siendo así los diques. Las rocas tienen carácter alcalino moderado a calcoalcalino. Los anfíboles de las dos series muestran lamisma composición y condiciones de formación. Las rocas representativas para esta primera etapa del vulcanismo son las basanitas, traquibasaltos ybasaltos. La sedimentación se desarrolló en esta parte del arco en condiciones de mar abierto encontrándose facies pelágicas que sirven de basamento a zonasmás elevadas donde el vulcanismo se manifiesta en forma más intensa. La segunda etapa del vulcanismo se caracteriza por determinado levantamiento de toda la estructura, lo que implica que el vulcanismo alcance uncarácter subaéreo aunque en parte se mantenga en condiciones submarinas. El vulcanismo tiene un carácter alcalino moderado a calcoalcalino y es detipo central. Las rocas calcoalcalinas representadas por andesitas y andesitas basálticas tienen un desarrollo más tardío en un ambiente que secaracteriza principalmente por la profusión de traquiandesitas y traquitas hacia las partes occidental y oriental del segmento del arco. Desde el punto de vista de la mineralogía la presencia de aglomeraciones de cristales representan relictos de la cristalización temprana del magma(Prostka, 1973). Los procesos de opacitización en anfíboles Gill (1981) plantea que es producto de la disminución de la presión de H2O o elevación de la temperatura(o los dos factores juntos), en el reservorio magmático o en el conducto de extracción de la lava, aunque el primer factor es el que parece explicarmejor el proceso en el área, los movimientos convectivos también observados pudiesen justificar la segunda variante. Las zonalidades invertidas en los piroxenos explican los flujos convectivos en el interior de los reservorios magmáticos mientras que el aumento dela relación Al4+/Al6+, conjuntamente con el aumento lineal de las proporciones atómicas de Ti, más Al con la disminución de Si y aumento de larelación Ti/Mg., según Wass (1979), corresponden a una cristalización en condiciones de disminución de la presión, lo cual desde el punto de vista dela composición del magma, determina un enriquecimiento en álcalis y disminución del #Mg, cuestión típica de las rocas estudiadas, dada por laalcalinidad moderada de las mismas y el bajo # de magnesio. De las observaciones de terreno, el estudio de los minerales formadores de rocas, la petroquímica de las mismas, las inclusiones y el resto de lasinvestigaciones se destaca que las rocas de la región no representan fundidos directos del manto. El contenido de cromo, níquel y el #Mg en lasmuestras analizadas están por debajo de los valores mánticos que plantean Frey, et al 1978 y Green, 1980. Ya que las rocas no representan productos mánticos directos, su desarrollo se explica por los procesos de cristalización fraccionada de un mantoheterogéneo, en el cual ha habido un fraccionamiento de piroxeno y cromoespinela, como consecuencia de lo cual disminuye el contenido de cromo,níquel, #Mg y en menor medida el calcio, conjuntamente con el aumento del Al y de los álcalis. La falta de inclusiones mánticas en las rocas nopermite evaluar estas ideas, pero independientemente de esto, la mineralogía de las rocas muestra un bajo contenido de níquel en los olivinos, asícomo prácticamente ausencia de cromo en los piroxenos y titanomagnetitas. La variación en el contenido de magnesio, hierro y aluminio en lospiroxenos esta en correspondencia con los procesos de diferenciación. De ahí que los relativamente altos contenidos de aluminio pueden interpretarsecomo consecuencia de la presión, bajo la cual se formaron estos minerales y que guardan correspondencia con los trabajos de Binns et al., 1970;Green y Ringwood, 1967; y Aoki y Kushiro, 1968. El magma a partir del cual se originaron las rocas de la región responde a condiciones de arco de islas. Las condiciones en que se desarrolló estemagmatismo y su posición espacial en el arco a partir de los datos presentes está aún por definir, atendiendo a los nuevos datos de edad que seposeen. La actividad explosiva asociada con el emplazamiento de las variedades medias a ácidas de alcalinidad moderada (traquiandesitas, traquitas ytraquidacitas) origina una importante profusión de ignimbritas. Todo este estudio, expresa que la cristalización de los minerales de las rocas tuvo lugar desde grandes profundidades, como es el caso de las basanitasdonde el primer mineral formador de roca en cristalizar es el anfíbol lo que determina un alto contenido de volátiles del magma, en condiciones dealta presión, hasta condiciones muy cercanas a la superficie. La elevación desde la profundidad de estos magmas ricos en volátiles y los rasgos geoquímicos anómalos para las rocas de esta parte del arco, debenser tomados en cuenta a la hora de analizar el potencial menífero de la zona. BIBLIOGRAFÍA Allen, J.C., Boettcher, A.L., 1978. Amphiboles in andesites and basalts: II- Stability as a function of P – T – fO2 - fH2O . American Mineralogist 63:1074-1087, 1978.

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Leyenda

1- muestra 1152- muestra 1573- muestra 20

4- muestra 2065- muestra 2206- muestra 2297- muestra 2548- muestra 2999- muestra 38710- muestra 39411- muestra 39612- muestra 41313- muestra 42014- muestra 42715- muestra 43616- muestra 449

17- universo muestral18- muestra 17619- muestra 21820- muestra 44221- muestra 444

22- muestra BE-10 23- muestra BE-12

Nota:Las secciones delgadas de las rocas estudiadas se encuentran en los archivos del Instituto de Geología y Paleontología.

SOBRE LA MINERALOGÍA Y LA PETROLOGÍA DE UN NUEVO SECTOR DEMINERALIZACIÓN VMSD ENCONTRADO AL NW DEL DEPÓSITO SAN FERNANDO

María Santa Cruz Pacheco(1)

Lilavatti Díaz de Villalvilla(2)

Bienvenido Palacios(3)

Mireya Pérez(4)

Inés Milia(5)

Carbeny Capote(6)

Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de LaHabana. 11000 Cuba.E-mail: (1) igp@igp.minbas.cu (2) lila@lacemi.cu (3) moreno@lacemi.cu (4) ceta@ceniai.inf.cu (5) ines@lacemi.cu (6) carbeny@igp.minbas.cu RESUMEN El nuevo sector menífero forma parte de la mineralización VMSD de Zn-Cu reconocida en San Fernando, Antonio yotras ocurrencias asociadas a las secuencias de la formación vulcanógena de Los Pasos (K1), desarrollada duranteun vulcanismo bimodal de ambiente fundamentalmente submarino, localmente sub-aéreoLa mineralización principal es lentiforme, con espesores de 1-7.2m, longitud de 200m y ancho de 60m; buza al nortecon ángulos de 40-70, y está compuesta básicamente por pirita, asociada en cantidades variables con esfalerita,calcopirita, raramente tetraedrita, galena, pirrotina, arsenopirita y bornita. Las secuencias en este nuevo sector están integradas por tobas lapíllicas de composiciones basáltica y andesito-basáltica, basaltos, riolitas, dacitas, tobas y brechas de composición predominantemente ácida, y pórfidos andesito-dacíticos, estando cortada toda la secuencia por diques de basalto.Coexisten en el corte tres tipos de menmineralización: el tipo Zn-Cu, o semi black ore, el tipo de Cu, o yellow-ore,ambos en el nivel superior; y el tipo de hierro o pyrite-ore, en el inferior. El primer tipo ocupa casi totalmente loscuerpos, interdigitándose hacia el este con el de cobre. Esta distribución representa un aspecto esencial a la hora delcálculo de reservas y del diseño del proceso de beneficio.También pudo establecerse: la pertenencia al tipo de depósito VMS proximal por la vinculación espacial de lameneralizaciones de Cu-Zn y de Cu con las tobas y brechas predominantemente ácidas y los pófidos andesito-dacíticos y por la abundancia de las alteraciones cuarzo- sericita- clorita en las rocas circunmeníferas; y lacorrelación entre el horizonte mineralizado y el contenido bajo de sodio de las rocas encajantes, como en depósitosjaponeses de similar tipo. ABSTRACT The new sector is part of the Zn-Cu VMSD mineralization known in San Fernando, Antonio and other occurrencesassociated to acid-basic piroclastic and subvolcanic sequences of litoestratigrafic vulcanogenic Los Pasos formation(K1), developed during a bimodal volcanism, under fundamentally submarine conditions, locally subaerial.The main mineralization of new sector is lense shaped. It has 1-7.2m thickness, 200 m longitude and 60 m wide; itdeep to north with angles of 40-70º, and is compound basically for pyrite, associated in variable quantities withsphalerite, chalcopyrite, rarely tetraedrite, galena, pyrrhotite, arsenopyrite and bornite. The rocks of new sector rocks are represented by basaltic and basaltic-andesitic lapillic tuffs, basalts, riolites, dacites,breaciated tuffs (mainly of acid composition), and andesite-dacitic porphyries, cut the whole sequence by basalt dikes.Three ore types coexist in the profil: the Zn-Cu type, or semi black ore, the Cu type, or yellow ore, both in the superiorlevel; and the iron type or pyrite ore, in the inferior level. The first type occupies the bodies almost totally,

interdigitating toward the east with the copper type. This distribution represents an essential aspect for a futurereserves calculation and benefit processe’s design. It could also settle down: - The mineralization is a proximal VMS type because has a close relation between the Cu-Zn and Cu mineralizationsand acid breciated tuffs, and also by the predominance of quartz-sericite-chlorite alterations around the wall rocks. - The occurrence of a correlation between the mineralized horizont and the sodium content of the wall rocks, like inJapanese deposits of similar type. INTRODUCCIÓN Recientemente la Holmer Gold Mines - Geominera S.A.,ha encontrado en Cuba Central un sector de sulfuros masivosvolcanogenéticos (VMSD), situado a 370 m al noroeste del conocido depósito San Fernando. Este nuevo sector formaparte de la mineralización VMSD de Zn-Cu reconocida en San Fernando, Antonio y otras ocurrencias asociadas a laformación volcanogenética bimodal Los Pasos, referida al Cretácico inferior neocomiano en consideración a susrelaciones estratigráficas en el corte (fig.1).

La información sobre este sector se basa en el estudio de las muestras y datos de campo de los trabajos de prospecciónllevados a cabo por Holmer Gold Mines - Geominera S. A. durante los años 1994 -1998. Este trabajo incluye los datose interpretaciones inéditos sobre la mineralogía y la química de menas del lugar, de sus regularidades de distribuciónen el corte, así como de las particularidades de rocas encajantes y alteraciones circunmeníferas. Sus resultados no sólocontribuirán a un mejor diseño del cálculo de reservas y del proceso de beneficio, sino a aportar elementos aldiagnóstico regional de este tipo de depósito. MATERIALES Y MÉTODOSEl método investigativo se basa en el muestreo selectivo de fragmentos de núcleos de pozos, así como en estudiosmineragráficos, petrográficos, de difracción de rayos x y de espectroscopía infrarroja.

RESULTADOS Y DISCUSION Petrología y geoquímicaLa mineralización del nuevo sector, se relaciona con facies piroclásticas y subvolcánicas de composición ácida ymedia perteneciente a un vulcanismo bimodal producido en condiciones fundamentalmente submarinas, localmentesubareas. En el corte estas rocas se distribuyen de la siguiente manera:En el nivel superior se desarrollan principalmente las tobas líticas lapíllicas de composición basáltica conintercalaciones de coladas de basaltos y de tobas de granulometría menor. En trabajos anteriores, (Arcial,. 1996);(Arcial,.et. al. 1991) toda esta secuencia superior fue denominada como pórfidos basálticos, sin tener en cuenta losespesores de tobas groseras existentes. Con menor desarrollo, se distribuyen las riolitas con espesores de hasta 30m,acuñándose hacia el este (fig.2). Las dacitas se desarrollan en la parte central del sector con espesores limitados, enalgunos intervalos aparecen agrietadas y fracturadas.En general el nivel inferior está representado por tobas y brechas de composición predominantemente ácidas,constituyendo las rocas hospederas de la mineralización, excepto en el pozo 22 (fig. 2).

En este grupo las tobas lapíllicas son las rocas de mayor distribución, conjuntamente con las de granulometríalapíllico-psamítica y pasamítica, mientras que las brechas están en menor cantidad. En general estas rocas estánafectadas por intensos procesos de alteración hidrotermal (cloritización, sericitización y cuarcificación) y de mineralización.Cortando algunas litologías anteriores están los pórfidos andesito-dacíticos, los cuales constituyen en el pozo 22 la rocahospedera (fig.2). Arcial (1991) y Arcial (1996) describen estas rocas como pórfidos dioríticos.Cortando todas las secuencias aparecen los diques de basaltos de hasta 4 metros de espesor.Como se aprecia en la figura 3, el contenido de SiO2 varia desde 47 % hasta cerca de 77 %, lo cual refleja labimodalidad y que se expresa en la existencia de dos grandes grupos: 1-miembro básico (basalto +andesito-basaltos) 2-miembro ácido (dacitas+riolitas).

Las muestras que se distribuyen en el campo de las rocas intermedias corresponden, en su mayoría, al cuerposubvolcánico de porfidos – andesito - dacíticos y tobas de composición heterogénea o heterolítica, teniédose sólo unamuestra de lava andesítica (fig.4).

En secuencias de este tipo, diferentes autores como P. C. Thurston (1986), consideran que en ocasiones el contenidode andesitas es aparentemente mayor debido a la existencia de rocas piroclásticas heterolíticas y a pillowlavasalteradas.En el gráfico de Irvine y Baragar, 1971 (fig.5), las rocas caen en los campos TH y CA. En el de Peccerillo y Taylor,1976 (fig.6) clasifican principalmente en el campo TH,y subordinadamente CA

Algunos autores, como Lyndon (1986), han señalado que puede haberse exagerado el predominio del caráctercalcoalcalino de las rocas hospederas en las áreas de depósitos VMS debido a las alteraciones hidrotermales que llevana una tendencia "pseudocalcoalcalina, (Macgechan and Mac Lean 1980 en: Lydon 1984). Alteraciones hidrotermalesEn las rocas hospederas fueron identificadas fundamentalmente cuarcificación y sericitización, encontrándose lacloritización subordinada y no uniforme.La mineralización metálica comienza alrededor de los 125 m de profundidad, estando asociada a tobas y brechasácidas alteradas que muestran bajos contenidos de sodio (tabla I). En las muestras del pozo 10 se puede apreciarclaramente que con la profundidad disminuye el sodio y se incrementa algo el potasio (Tabla I) , al pasarse de lasrocas menos alteradas a las alteradas y mineralizadas.

Tabla I. Contenidos Químicos (%) e índices de alteración (I.A) en el Pozo 10

Muestra Profun. (m) Na2O K2 O CaO MgO I.A

180 26.00 5.48 0.75 5.19 2.01 20.53

191 102.60 4.46 1.50 2.23 0.75 25.16

198 124.20 6.42 <0.1 1.18 1.72 19.32

199 125.55 0.28 1.54 0.63 2.93 83.08

202 129.30 0.62 3.11 0.63 0.86 76.08

220 164.80 0.67 2.39 1.05 3.88 78.47

221 166.70 0.73 2.61 1.06 3.61 77.65

223 169.05 0.83 3.35 0.62 0.83 74.24

227 172.8 0.38 0.72 0.94 6.81 85.08 Esto se corresponde plenamente con la mineralogía, que muestra la formación de sericita a expensas de plagioclasa.

Además, en la propia tabla se ve que disminuye el calcio según aumenta la alteración de las rocas, lo cualcorresponde fundamentalmente a la formación de clorita, en cuya estructura ocurre de manera importante el magnesio.La disminución del sodio con respecto al aumento de la alteración que se ha detallado en este sector, guarda plenacorrespondencia con lo establecido por Date, et. Al.(1983) en las dacitas de las inmediaciones de los depósitos tipoKuroko en Japón. Estos autores encontraron una fuerte depresión del contenido del Na2O, con relación a loscontenidos del óxido en las dacitas inalteradas, sugiriendo en sus conclusiones que el sodio es claramente más útilpara la prospección de depósitos de este tipo.Basados en macro elementos es posible caracterizar las transformaciones que en el quimismo y las fases sonprovocadas en estos tipos de depósitos por los procesos de alteración. El “índice de alteración” (Ishikawa 1976, enDate 1983) representado por la fórmula:

Expresa con claridad la intensidad de estas alteraciones. En el sector de estudio, este índice varía entre 74 y 86 en lasrocas hospederas a la mineralización, mientras que en aquellos horizontes alejados no excede de 40. Mineralización

La mineralización principal es lentiforme con espesores desde 1 m hasta 7.2 m, longitud 200 m y ancho de 60 m; buzaal norte con ángulos de 400-700 (Arcial 1996). Compuesta básicamente por sulfuros, la mayor parte de hierro y dondela pirita predomina con el 80 %. Se asocian en cantidades variables de sulfuros de metales base: esfalerita, calcopirita;y más raramente tetraedrita, galena, pirrotina, arsenopirita, y bornita. Por debajo de la mineralización principal sedeterminó la presencia de una mineralización epigenética de similar composición en forma de vetillas y diseminadosque recibe el nombre de zona de Stringer. Por las relaciones texturales y el tipomorfismo de los minerales, se puedenseñalar de forma general, las siguientes asociaciones minerales (fig.7):

Pirita - cuarzo - sericita - clorita.

Pirita-marcasita-esfalerita-tetraedrita-calcopirita-pirrotina-galena-bornita-arsenopirita-cuarzo-sericita-clorita.Pirita – calcopirita – cuarzo – sericita - clorita.A su vez y de acuerdo a su variabilidad en la composición mineral (C. Stewart - Eldridge, et. al. 1983) y su contenidoquímico (Solomón, 1976, en Franklin et al 1981), estas asociaciones conforman los tres tipos de mineralizaciónsiguientes:Mineralización de Zn -Cu o semiblack oreMineralización de Cu o yellow ore.Mineralización de hierro o pyrite oreMineralización de Zn- Cu o semiblack ore.- Es la predominante en el depósito. El contenido mínimo de Zinc es de 0.7

% alcanzando valores de hasta 33.40%, el de cobre es de 0.5 %, alcanzando valores de hasta 13.50 %. Presentanestructuras densamente diseminada, moteada y venífera (pozos 12, 1 y 10, intervalo 124.25-128.0 m), transicionandohacia el oeste a diseminada (fig.2), Los minerales más característicos son la esfalerita, la calcopirita y la pirita, másraramente están la galena, tetraedrita, arsenopirita, pirrotina y bornita. Los minerales de ganga son: el cuarzo, la sericitay la clorita). Las texturas más frecuentes son: la porfirítica, hipidiomorfogranular, alotriomorfogranular, de corrosión yde sustitución.Mineralización de Cu o yellow ore.- Se desarrolla fundamentalmente en el pozo 22, y relacionada con los pórfidosandesito-dacíticos (fig.2 ).El contenido mínimo de cobre es de 3 %, alcanzando valores de hasta –15.70 %. Losminerales característicos son: la calcopirita, y la pirita, más raramente la tetraedrita y esfalerita. Los minerales deganga principales son: el cuarzo, la sericita y la clorita, esta última con cierta tendencia al incremento. Las estructurascaracterísticas son la masiva, densamente diseminada, vetítica y moteada. Las texturas son la alotriomorfogranular, decorrosión y de cemento.Mineralización pirítica.- Se desarrolla fundamentalmente en los intervalos inframinerales (fig.2). Por su abundancia, lapirita es el principal, alcanzando contenido desde 2 hasta 80 %, más raramente aparecen la marcasita,esfalerita,calcopirita, tetraedrita y galena. El contenido de metales base es bajo (Zn<0.7 % y Cu 0.5%). Por sus particularidadesquímicas, a este tipo de mineralización se le puede llamar pirita estéril. Las estructuras predominantes son ladiseminada, venífera y en ocasiones la densamente diseminada. Las texturas son la idiomorfogranular yalotriomorfogranular.

BREVE DESCRIPCIÓN DE LAS ESPECIES MINERALESPirita es el mineral más desarrollado entre los metálicos. Presenta diversas morfologías, granulometías y texturas, endependencia de su mayor o menor grado de recristalización. Las formas más desarrolladas son las euhedrales yanhedrales con dimensiones que pueden alcanzar 1.26 mm, además porfiroblastos (idiomórficos, cuadráticos,triangulares y tabulares),que alcanzan tamaños de hasta 0.5683 mm. Aparece diseminada en los minerales de ganga,en ocasiones bordeada por la esfalerita y la calcopirita (Foto 1), A veces, se le observan oquedades rellenas poresfalerita, tetraedrita y pequeñas inclusiones de calcopirita, pirrotina y bornita. Más raramente,.se observa entrecrecidacon marcasita, la cual alcanza tamaños de hasta 0.0615 mm (Foto 2 ). Esfalerita. Sus granos anhedrales alcanzan dimensiones de hasta de 0.123 mm, A veces, aparece diseminada en losminerales de la ganga y en otros casos cementando los agregados de pirita o entrecrecida con la tetraedrita (Foto 2). Enaislados casos se le observan finas inclusiones de calcopirita "disease" (Foto 3). Calcopirita. Se observan dos variedades: una de ella forma finas inclusiones en algunos campos de esfalerita comoresultado de un proceso de sustitución progresiva de este mineral por la calcopirita, dando lugar a la llamada"calcopirita disease" (Barton & Betke,1987 en Gaspar, O. 1996). Este proceso de sustitución es conocido con elnombre de frontera térmica y se le atribuye temperaturas de formación de 250 a 300 grados (Gaspar, 1996). (Foto 3).La otra variedad de calcopirita es la más abundante, con granos de formas anhedrales que en ocasiones tienetendencias alargadas, generalmente cementa y corroe a la pirita, marcasita, esfalerita, tetraedrita y galena, másraramente, aparece diseminada en los minerales de ganga. Sus dimensiones alcanzan tamaños de hasta 4 mm (Fotos. 2y 4). Tetraedrita. Se entrecrece con la esfalerita, relacionándose paragenéticamente. A veces aparece diseminada en losminerales de ganga. Sus granos tienen formas anhedrales y alcanzan tamaños entre 0.0029-0.5535 mm (Foto 2). Galena. Se entrecrece con la esfalerita, a veces aparece entrecrecida con los minerales de ganga. Sus granosanhedrales presentan tamaños desde 0.0029 hasta 0.154 mm (Foto 2). Arsenopirita. Los raros granos observados presentan formas xenomórficas, algunos de ellos incluidos en esfalerita yotros en los minerales de ganga. Su tamaño oscila entre 0.0233-0.0087 mm.

Pirrotina. Sólo se observa como finas inclusiones en pirita II en el pozo HG-94-1, a veces se entrecrece coninclusiones de calcopirita II. Su tamaño no sobrepasa 0.0246 mm (Foto 5). Bornita. Al igual que la pirrotina forma finas inclusiones en pirita II, a veces se entrecrece con pequeñas inclusiones decalcopirita II. Su tamaño no sobrepasa 0.0123 mm.

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ANÁLISIS DE LOS CONTENIDOS DE METALES BASE Y SU IMPLICACIÓN EN LA CLASIFICACIÓNDEL DEPÓSITO Para un análisis global del depósito desde el punto de vista metalogénico, se hace necesario la comparación de sumineralización con las propuestas por Large en 1992 para los yacimientos del tipo VMS australianos, Canadienses,Japoneses y Noruegos, a partir de los coeficientes de Zn y Cu, también por él definido por las relaciones siguientes:Zn= Zn/(Zn+Pb) x100 y Cu= Cu/(Cu+Zn)x100, donde el tipo Cu presenta valores del coeficiente de Cu y de Znmayor que 60; el tipo Zn –Cu con coeficientes de Cu menor que 60 y de Zn mayor que 90 y el tipo Zn - Pb – Cu concoeficientes de cobre menor que 60 y de Zn entre 60 y 90.En nuestro caso se tomaron los contenidos medios de la totalidad de los recursos del depósito Sector NW de SanFernando según Botrill, T. et al (2000) para el cálculo de los respectivos coeficientes.En la tabla 2 se verifica que de acuerdo con los coeficientes de Cu y de Zn calculados, el depósito Sector NW de SanFernando pertenece al tipo VMS de Zn – Cu de la clasificación establecida por Large (1992).

Tabla 2. Contenidos medios de Cu, Zn y Pb y sus coeficientes de Cu y Zn del Sector Noroeste de San Fernando a partir de los recursos conocidos según Botrill T.et. al. (2000) con los publicados por Large (1992), Gaspar (1996) para

los depósitos VMS Australianos, Canadienses, Noruegos Japoneses y Portugueses

Tipos de depósitos (No dedepósitos

Cu%

Zn%

Pb%

Agg/t

Auppm

CoeficienteZn

CoeficienteCu

AustralianosCu (16) 1.3 0.2 0.0 8 1.6 100 8.5

Zn-Cu(10) 1.6 6.9 0.5 61 0.8 93 19Zn-Pb-Cu(10) 1.0 11.8 4.7 11.7 2.0 72 8

Canadienses (Arcaico)Cu (7) 1.8 0.8 0.0 9 0.4 100 69

Zn-Cu(36) 1.5 3.7 0.1 38 0.8 88 21Zn-Pb-Cu(1) 2.7 10.0 1.4 21.4 0.8 88 21

Canadienses (Paleozoico)Zn-Pb-Cu(20) 0.6 5.5 2.2 6.2 0.5 71 9

Noruegos (Caledónicos)Cu (7) 1.9 0.5 0.0 2 0.0 100 79

Zn-Cu(17) 1.6 2.0 0.0 2 0.0 98 43Zn-Pb-Cu(1) 1.0 1.2 0.2 86 45

Japoneses (Terciario)Cu (4) 1.1 0.2 0.0 5 0.5 100 84

Zn-Cu(2) 1.3 3.8 0.0 59 1.4 100 26Zn-Pb-Cu(11) 1.7 4.7 1.1 97 3.0 82 27

Portugueses (Paleozoico)Aljustrel 0.8 3.3 1.2 38 0.7 75 20

Neves – Corvo (5) 1.5 1.7 0.4 ni ni 85 47Cubanos (Cretácicos)

Sector NW San Fernando 1.84 3.35 0.06 87 1.1 98 36

En la proyección triangular Cu –Pb –Zn (fig 8 ) se observa que los coeficientes de Cu y Zn determinados para el sectorNw de San Fernando cae dentro del campo definido a el tipo de Zn – Cu, comportándose semejantes a los de Zn – CuAustralianos, Canadienses, Noruegos y Japoneses (fig 9.).

SOBRE LA MINERALOGÍA Y LA PETROLOGÍA DE UN NUEVO SECTOR DE MINERALIZACIÓN VMSD ENCONTRADO AL NW DEL DEPÓSITO SAN...

Con los resultados obtenidos en este limitado sector de San Fernando no pretendemos proponer una teoría concluyenteacerca de la formación de este tipo de depósito, sin embargo, considerando los resultados de los estudios petrólogo –minrelógicos expuestos anteriomente consideramos su pertenencia al tipo de depósito VMS de Zn – Cu proximal(Plimer,1978 ), resultado de tenerse en cuenta en futuros trabajos de prospección o investigativo en la F.M. los Pasos. CONCLUSIONES

Por los datos obtenidos se interpreta lo siguiente:

· La pertenencia de este depósito VMS de Zn – Cu al tipo proximal

· Coexisten en el corte tres tipos de mineralizaciones: el tipo de Zn-Cu, o semi black-ore, el tipo de Cu, oyellow-ore y el tipo de hierro o pyrite-ore. El primer tipo ocupa la casi totalidad de los dos cuerpos,interdigitándose hacia el este con el de cobre. El tercer tipo ocupa el infrayacente de los cuerpos, todo locual debe tenerse muy en cuenta para el cálculo de reservas y el diseño del proceso de beneficio.

· Se reporta la presencia de calcopirita disease en esfalerita, atribuyéndole a este proceso de sustitución

temperatura de formación de 250 – 300 grados.

· Se establece una vinculación espacial de las menas con las tobas y brechas predominantemente ácidas y lospórfidos andesito-dacíticos.

· El nivel superior del corte lo ocupan principalmente las tobas lapíllicas basálticas y andesito basálticas con

intercalaciones de basaltos y de tobas de menor granulometría, y no sólo los pórfidos basálticos, tal como seconsideró anteriormente.

· Son tobas y brechas predominantemente ácidas las rocas nombradas anteriormente en su mayoría como

brechas mixtas.

· Existe una correlación estrecha entre el horizonte mineralizado y el contenido bajo de sodio de las rocasencajantes, a semejanza de similares depósitos del Japón, lo cual constituye un indicador diagnóstico deprimera importancia.

· Se evidencia la correlación directa entre el índice de alteración alto (74 –86) y el horizonte mineralizado;

que mientras aquellos horizontes alejados los valores no excede a 40. BIBLIOGRAFÍA Arcial, F.1996. Reporte anual del Proyecto San Fernando. Holmer Gold Mines & Geominera S. A. / F. Arcial. ...[et al]. --1996.Archivo de Geominera S. A. Arcial, F., et. al. 1991 Informe de la prospección detallada de cobre San Fernando / F. Arcial. ...[et al.]. -- 1991.Archivo ONRM. Bottrill, T., F. Formell, S. Raman. 2000. Los Mangos-San Fernando Deposit, Santa Clara, Cuba, Geology andMineralization in a Cretaceous volcanic arc. -- En: Sherlock, Ross Laurence, ed. Volcanic Massive Sulphide Depositsof Latin America / Ross Laurence Sherlock, Amelia Logan, ed.-- Canada: Geological Association of Canada, 2000.

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NUEVOS SECTORES FAVORABLES PARA LA PROSPECCIÓN DE ORO EN LAZONA CASCORRO, CAMAGÜEY

Ariadna Suárez Rojas(1)

Carbeny Capote Marrero(2)

Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de LaHabana. 11000 Cuba. E-mail: (1) igp@igp.minbas.cu (2)carbeny@igp.minbas.cu RESUMEN La zona Cascorro, situada en el nordeste de la provincia de Camagüey, es una de las áreas más perspectivas para orode acuerdo con la reconstrucción del control metalogénico del paleoarco cretácico en Cuba Centro-Oriental (Capote,1999).Este estudio se basa en la integración-análisis de una gran cantidad de datos disponibles (geológicos, geofísicos,geoquímicos y fotos aéreas). En la primera fase se creó el modelo de depósito aurífero evaluativo para el territorioCiego-LasTunas, basados en Capote (1999), enfatizándose en los atributos litológicos y estructurales de diagnósticopara los depósitos auríferos epitermales conocidos en el territorio. Seguidamente, se realizó el mapa magmático -estructural de la zona, a escala 1:100.000 y luego la discriminación de datos geoquímicos, geofísicos, geológicos ygeomorfológicos, resultando así el mapa de criterios e indicadores de la mineralización aurífera epitermal en la zona.Este segundo mapa y el modelo constituyen la base para la determinación de sectores favorables, procesodesarrollado mediante el GIS CARIS. La mineralización epitermal aurífera de la zona está asociada a estructuras volcánicas de composición ácido - media,pertenecientes al magmatismo tardío del arco (Campaniano Inferior), desarrolladas en zonas de intersección de fallassin-arco. Las estructuras mineralizadas generalmente se acompañan de anomalías magnéticas negativas,espectrométricas de potasio y geoquímicas polimetálicas. En la zona hay 5 sectores muy favorables para laexploración aurífera, con un total de 25 Km2. ABSTRACT The Cascorro Zone, located in the northeast of Camagüey province, is one of the more favorable areas for gold inCenter-Eastern Cuba, in accordance with the reconstruction of the metallogenic control in the Cretacic Paleoarc (Capote, 1999). This study is based on the integration-analysis of a great quantity of available data (geological, geophysical,geochemical and aerial photos). In the first phase was created the auriferous evaluative deposit model for Ciego -LasTunas territory , based on Capote (1999), emphasized being made on the litologic and structural attributes ofdiagnosis for the epithermal auriferous deposits well-known in the territory. Subsequently, was obtained themagmatic- structural map of the area, scale 1:100.000 and then the discrimination of geochemical, geophysical,geological and geomorphological data, so being the map of criteria and indicators of the epithermal auriferousmineralization in this zone. This second map and the deposit model constitute the base for the determination offavorable sectors. The process is developed by means of the GIS CARIS. The auriferous epithermal mineralization of the zone is associated to volcanic structures of acid - intermediatecomposition, belonging to the late magmatism of the arch (Lower Cretacic - Campanian), developed in areas ofintersection of sin-arch faults. The structures mineralized are generally accompanied of negative magnetic, potassiumespectrometrics and pollimetalic geochemical anomalies. In the zone there are 5 very favorable sectors for the goldexploration of 25 Km2 altogether.

INTRODUCCIÓN Una de las tareas priorizadas de la geología cubana lo constituye la localización de nuevas reservas de oro en el País,siendo Ciego-Tunas una de las regiones más favorables para cumplir este objetivo.Diferentes compañías de prospección extranjeras prospectan desde 1993, dentro del esquema de riesgo total, diversasparcelas de la región. Pero, la caída del oro en la bolsa internacional y las pocas cantidades de oro encontradas hanmotivado su retirada, previéndose que para el 2001 ya no quede ninguna. No obstante, el oro constituye en nuestrosdías todavía un objetivo esencial del Estado Cubano y, por tanto, el Servicio Geológico Nacional continúa lasinvestigaciones con sus limitados recursos, no reportándose hasta el momento resultados positivos en las mismas.Algunos opinan que lo alcanzado por las compañías y por nuestro Servicio refleja la realidad, o sea, que hay muy pocodel metal en este territorio. Sin embargo, esta opinión no tiene un fundamento sólido. Las evaluaciones regionales porlas que se han delimitado los sectores prospectados adolecen de tres grandes limitaciones:1 - No fue bien aprovechada la inmensa cantidad de información pretérita existente2 – Se le dio evidente preferencia al indicador geoquímico para la delimitación de sectores favorables, sindeterminarse todo el conjunto de las regularidades de distribución de la mineralización3 –Los métodos de selección aplicados se basaron en la búsqueda de la mineralización en sí, y no de la estructura ala cual pertenece, de mayores dimensiones y con más indicadores para su localización. La zona Cascorro tiene unos 2.000 Km2 de superficie, quedando localizada por las coordenadas geográficas: (W) 77º

00´, (W) 77º 30´, (N) 21º 00´, (N) 21º 20´; y Lambert Sur: (X) 410.000, (X) 485.000, (Y) 260.000, (Y) 299.000 (fig.1). Abarca terrenos poco accidentados, con elevaciones aisladas, del nordeste de la provincia de Camagüey ydedicados casi completamente a la agricultura y la ganadería.

Este estudio constituye la fase preparatoria de los trabajos de evaluación de potencial aurífero que los autores proponendesarrollar en la zona. MATERIALES Y MÉTODOS La vía metodológica usada es la integración-análisis de la gran cantidad de datos disponibles, (geológicos, geofísicos,geoquímicos y fotos aéreas). Los geológicos y geoquímicos regionales provienen de la unificación de loslevantamientos-búsqueda a escala 1:50.000 del área Ciego-Cascorro (unificación a 1:100.000, Piñero et al. 1995) y dellevantamiento a escala 1:100.000, de Shevhenko et al. (1979). Para la porción NE de la zona, un 15 % de susuperficie, no se dispone de levantamientos a escala media con prospección acompañante. Los datos geofísicosprovienen de los mapas aero-magnético y aero-gamma-espectrométrico IGP (1991). En la primera fase del trabajo se creó el modelo de depósito aurífero evaluativo para el territorio Ciego-Tunas (Tabla1), basados en Capote (1999). De este modo, se enfatiza en el Modelo sobre los atributos diagnósticos para losdepósitos auríferos epitermales conocidos en el territorio. Seguidamente, y tomándose muy en cuenta esos atributosdiagnósticos, se realizó el mapa magmático- estructural de la zona, a escala 1:100.000. A continuación, guiados poresta información y la del modelo, se realizó la discriminación de datos geoquímicos, geofísicos, geológicos ygeomorfológicos, resultando el mapa de criterios e indicadores de la mineralización aurífera epitermal en la zona (fig.1). Este segundo mapa y los atributos diagnóstico del modelo constituyen la base para la determinación de sectoresfavorables, proceso desarrollado mediante GIS y con lo cual culmina el estudio, mostrándose a continuación una brevedescripción del procedimiento aplicado.

Tabla 1. Resumen para la mineralización de oro epitermal en la región Ciego-Tunas.

GENERALES GOLDEN HILL EL PILAR JAGÜEY JACINTO

REFERENCIAS

(Heald et al.1987).

Shevchenko et al.1979;Ochivnikov et al 1983;Mc

Donald 1997(//www.macmines.com/);Capote

1999.

Lugo et al. 1989;Capote 1999.

Escobar et al. 1993:Capote 1999.

Simón et al.1999; Capote

1999; estetrabajo.

SITUACIÓNESTRUCTURAL

Ambientesubductivo. Zona

de fracturaciónintensa en la

intersección dedos o más

direcciones defallas o zonas de

fracturación .Calderas y

cráteresmaáricos.

Zona de fracturación intensasin-arco, de dirección WNW.Posibles fallas sin-arco N-S y

NE.Caldera de 650 m de D.

relacionada con el centro deintersección, estando los 3

cuerpos conocidos (Big G. H.,Little G. H. y Three Hills) en

sus partes central y sur.

Intersección defallas sin-arco:una principal,

NW, y otra local,NE.

Posiblementefallas sin-arco

locales N-S. Doscalderas bien

expresadas, dediámetros4 y 2

Km, conmineralización

asociada l centroy en la periferia,

en esta en ellugar más

perspectivo.Hacia el SW se

interpretanestructuras

anularessimilares. Otrasde tres de unos 4

Km cada una.

El sector de lamanifestación está enuna morfoanomalía

anular de unos 20 Kmde D, desarrollada en

la zona de intersecciónde fallas sin-arco

principales, WNW,NE y NNW. La

manifestación está enel borde oeste de unafalla anular de 2 Km

de diámetro,existiendo en el sector

4 fallas más de estetipo, con diámetros

entre 2 y 8 Km.

El depósito estácontrolado enparte por una

falla anular de unKm de D, en laintersección dedos fallas sin-

arco principales:N-S y NE, 3 Kmal norte de otrafalla principalsin-arco, de

dirección WNW.

Fig .1Mapa de Criterios e indicadores de mineralizaciónaurífera epitermal en la Zona Cascorro.

TIPO DEMINERALIZACIÓN

Sulfato ácido Sulfato ácido Sulfato ácido Adularia-sericita

LITOLOGÍA

HOSPEDERA

Lavas, lavo-brechas de

composicionesácida y media.

Lavo-brechas traqui-andesíticas(Mc Donald) y lavo brechas ylavas andesíticas y dacíticas

(Ochivnikov et al. 1983)

Lavo-brechas ylavas de

composicionesácida y media.Fm.Caobilla.

En el sector hay lavo-brechas y lavas

andesíticas y dacíticas.

Lavo-brechas ylavas de

composicionesácida y media.Fm. La Sierra.

EDAD DE LALITOLOGÍA

HOSPEDERA Y DELA

MINERALIZACIÓN.

Preferentementeterciaria, a veces

mesozoica.

Probable eocénica (Shevchenkoet al. 1979);

Mc Donald: 93 Ma(cenomaniano,

mineralización),100 Ma.(litología, albiano); probablecampaniano inferior (Capote

1999).

Para ambas,turoniano-

campanianoinferior.

Para ambas,Campaniano inferior.

Para ambas,Campaniano

inferior.

INDICADORESGEOFÍSICOS

En el sector: anomalíasregionales negativas del campo

magnético; anomalíasregionales relativas de ganma

de K.

En el sector:anomalíasregionalesnegativas ypositivas del

campomagnético;anomalíasregionales

relativas deganma de K.

En el sector: anomalíasregionales negativas y

positivas del campomagnético; anomalíasregionales relativas de

ganma de K.

En el sector:anomalíasregionales

negativas delcampo

magnético;anomalíasregionales

relativas deganma de K.

INDICADORESGEOQUÍMICOS

En el sector: anomalíasregionales exógenas y

endógenas polimetálicas de másde dos elementos.

En el sector:anomalíasregionalesexógenas yendógenas

polimetálicas demás de doselementos.

En el sector: anomalíasregionales exógenas y

endógenaspolimetálicas de más

de dos elementos.

En el sector:anomalíasregionalesexógenas yendógenas

polimetálicas demás de doselementos.

La selección semiautomática de sectores favorables se hizo en el CARIS, mediante pesaje de los diferentes criterios eindicadores. El corredor usado para los elementos lineales rectos (fallas) y curvos (estructuras volcánicas ymorfoanomalías anulares) fue de 500 m.Los grados de perspectividad son muy alto, alto, moderado y bajo. La clasificación tiene intervalos aritméticosuniformes. Los atributos usados y el peso asignado a cada uno se dan a continuación.Geológicos: Lavas La Sierra (25), Granitos Maraguán (20), Subvolcánicos ácidos y medios (10), intersección de tresfallas sin-arco (25), intersección de dos fallas sin-arco (20), elementos anulares20), alteraciones silícicas (10).Geoquímicos: Anomalías polimetálicas de más de tres elementos: exógenas (15), endógenas (15) e hídricas (10).Anomalías mineralógicas de oro en granos (20).Geofísicos: Anomalías magnéticas menores de – 250 nT (10). Anomalías de gamma-potasio relativas (10). Mínimosgravimétricos relativos (5).Estructurales: Intersección de tres fallas sin-arco (25), intersección de dos fallas sin-arco (20), elementos anulares20), alteraciones silícicas (10). En la selección semiautomática tiene que considerarse que:La información geoquímica regional no es uniforme. Shevchenko et al. (1979) usan metalometría con semiespectral yPiñero et al (1995) usa litogeoquímico, hidrogeoquímico, sedimentos de corriente y jagua, con determinacionesquímicas espectrales cuantitativas. La parte NE de la zona no tiene levantamiento detallado y, por tanto, no tienemapeo geoquímico.

Tratando de evaluar mejor la relevancia de la geoquímica, se hicieron varios análisis semi-automáticos:§ Mapa de perspectividad teniendo en cuenta todos los atributos (fig. 2).§ Sin los atributos geoquímicos (fig.3).§ Solamente con atributos geoquímicos, geofísicos y de alteración silícica) (fig. 4).§ Exceptuando los atributos: geoquímicos e intersección de fallas (fig. 5).

RESULTADOS Y DISCUSIÓN 4.1. Modelo evaluativo de oro epitermal en Ciego-Tunas.Del análisis de la tabla 1 se tiene:· Los cuatro depósitos tienen relación espacial con fallas anulares o morfoanomalías anulares, desarrolladas a su vez,en la intersección de fallas sincrónicas con el arco (sin-arco) o en sus proximidades. En la figura 1 puede observarse que la distancia entre los depósitos es, en lo mínimo, de decenas de kilómetros, lo cual habla de una regularidadregional.· En tres de los casos (Jacinto, Jagüey y El Pilar), las litologías posiblemente hospederas son vulcanitas ácidas y/omedias que representan las fases más tardías del arco cretácico. En el caso de Goldden Hill hay grandes dudas sobre laedad reportada por la compañía Mc. Donald.· En todos los casos hay mínimos magnetométricos (generalmente menores de 250 nT) y anomalías relativas degamma de potasio, así como anomalías geoquímicas polimetálicas. 4.2. Mapa de criterios e indicadores de la Zona Cascorro (fig. 1).La integración de datos geológicos, geofísicos, geoquímicos y de fotos aéreas permite revelar las firmas de sistemas defallas sin arco NE, N-S y WNW (fig. 1), siendo aplicado con este fin el procedimiento de análisis de Capote (1999).En la parte norte del mapa se observan numerosas morfoanomalías anulares, en cobertura cenozoica, asociadaestrechamente a grandes fallas WNW. En Piñero et a.l (1995) y Simón et al (1999) no se reportaron en esta áreaelementos estructurales vinculados al arco. 4.3. Determinación del grado de perspectividad de las áreas.El mapa de perspectividad utilizando todos los criterios (fig. 2) permite detectar dentro de las áreas ya levantadassectores favorables y muy favorables en los alrededores de Jacinto y del poblado de Guáimaro. Dichos sectores sontambién detectados prescindiendo del criterio geoquímico, lo cual lleva también a sumar otros sectores favorables en laparte meridional (fig 3), todo lo cual denota la importancia de considerar los restantes criterios con un nivel designificación similar, sin obviar las diferencias entre ellos. Por otro lado, en el mapa de perspectividad por criteriosgeoquímicos, geofísicos y las alteraciones (fig 4) denótase que la influencia de los resultados geoquímicos es alta y, portanto, un análisis ligero puede conducir a no considerar las áreas carentes de levantamiento. La creación de un mapadonde se retiran la geoquímica y las intersecciones de fallas (fig 5) permite observar que el peso de las estructurasanulares resulta importante en la zona norte del mapa, tanto en el área mapeada a escala 1:50.000, como donde no loestá. El uso de los resultados de los cuatro mapas de perspectividad (fig.2, fig.3, fig.4 y fig. 5) permite determinar sectores de gran interés para la prospección en el norte, fundamentalmente en el noreste y el sur de la zona Cascorro (fig.6).

CONCLUSIONES En la zona Cascorro la mineralización aurífera epitermal se encuentra asociada a estructuras volcánicas decomposición ácida y media, pertenecientes al magmatismo tardío del arco (Campaniano inferior), desarrolladas enzonas de cruzamiento de fallas sin-arco NE, WNW y N-S. Las estructuras mineralizadas generalmente se acompañande anomalías negativas del campo magnético, de anomalías positivas del campo gamma de potasio, y de anomalías geoquímicas polimetálicas, tanto exógenas como endógenas.La determinación de sectores favorables en la zona permite abrir el reconocimiento en la parte norte del arco Ciego-Tunas, donde se supone un corte de erosión bajo. De esta forma, pueden haberse preservado mejor los niveles altos delos aparatos volcánicos, donde hay mayor probabilidad de encontrar acumulaciones auríferas epitermales, tanto deltipo adularia-sericita, encontrado en el depósito Jacinto, como del tipo sulfato-ácido, reconocido en el resto de lasocurrencias del territorio Ciego-TunasEn la zona Cascorro existen 3 sectores en las proximidades del depósito Jacinto muy favorables para la prospección aescala 1:25.000 (sectores I, II y III), que abarcan en conjunto unos 15 Km2; así como tres áreas ( La Deseada, Canarioy Salvadera) donde antes no se han realizado prospecciones a escala grande y en las cuales se recomienda comenzarcon reconocimientos a escala 1:50.000, que abarcan en conjunto unos 180 Km2. Ver fig. 6. BIBLIOGRAFÍA Capote, C. 1999. Análise do controle estrutural metalogênico em Cuba Centro-Oriental, com base em dados integrados.-- 222 p.Tesis (doctor )-Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 1999. Escobar, E. et al. 1993. Informe de búsqueda orientativa y detallada en la zona Vidot-Siboney / E. Escobar ... [et al.];Empresa Geominera Camagüey. -- 1993. -- 452 pArchivo ONRM. Instituto de Geología y Paleontología 1991. Mapas aeromagnéticos y aerogamma-espectrométricos, a escala 1:100.000,

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MAGMATISMO GRANITOIDEO CRETÁCICO EN CAMAGÜEY Mireya Pérez(1)

Kustrini Sukar(2)

Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de La Habana.11000 Cuba. E-mail: (1) ceta@ceniai.inf.cu (2) nini@lacemi.cu RESUMEN El magmatismo granitoideo desarrollado durante el Cretácico en Camagüey tiene una amplia distribución formando unafranja discontinua de aproximadamente 400 Km. En esta región los granitoides se encuentran emplazados dentro de lasformaciones volcánicas y volcano-sedimentarias fundamentalmente, formando macizos de tamaños variables desde Ciego deÁvila al Oeste hasta Las Tunas al Este, con características específicas que lo diferencian de los granitoides de Las Villas.La caracterización petrólogo-geoquímica de las cuatro formaciones granitoideas aquí desarrolladas, constituye un elementofundamental para el mejor conocimiento geológico de la región.En este trabajo se han analizado los elementos mayores y traza en cada formación, con los elementos mayores se hanrealizado los diagramas binarios de Harker, Le Maitre (1989), Maniar y Piccoli 1989, Batchelor & Bowden (1985) y elternario Q-Ab-Or. Se observa una zonación con tendencia ascendente del contenido de K2O de N a SE, y la presencia deuna serie alcalina desde épocas tempranas de la evolución del arco, dando lugar a un desarrollo “irregular” del mismo.Excepto la formación Gabro-Plagiogranítica con características geoquímicas mezcladas, los granitoides de Camagüey secaracterizan por contenidos de K2O > 1%. Los patrones de tierras raras varían desde planos o casi planos hasta inclinados,con un ligero enriquecimiento de la rama de las tierras raras ligeras y con relaciones La/Yb que varían desde toleítas hastashoshonitas según Jakes and White, 1972. Estos granitoides de Camagüey presentan en su mayoría composiciónmetalumínica, predominando la hornblenda como mineral máfico y con valores de K2O y CaO variables sugiriendo unorigen como el denominado mixto por B. Barbarin, 1990. ABSTRACT Cretaceous granitoid rocks are widespread in the Camaguey region, forming a discontinue belt which extends for about 400Km, from Ciego de Avila (west) to LasTunas (east). These granitoids form various separately mapped bodies emplacedmainly within the volcanic and volcanic sedimentary formations.Four granitoid formations are recognized in this region: 1) gabbro-plagiogranitic, 2) sienitic, 3) granodiorite-granitic and4) gabbro-monzonitic formations.The Camaguey granitoid formations differ from those of Las Villas region (central Cuba) by its characteristic features. Thepetrologic and geochemical study of Camaguey granitoid formations is mainly important to clarify the geology of this region.On the base of the mayor elements data obtained from the granitoids of Camaguey region, the different binary diagrams(Harker and Le Maitre, 1989; Maniar and Piccoli, 1981; Batchelor and Bowden, 1985) as well as the Q-Ab-Or diagram arepresented in this paper.In Camaguey region, a gradational increase of K2O content in granitoids is observed from NW to SE, and the alkalineseries presented in early stage of the island arc evolution is possibly related to an ¨irregular¨ arc evolution. The Camaguey granitoids (excepting gabbro-plagiogranite formation) are characterized by high K2O content (> 1%). Theydisplay the flat to inclined REE patterns, with slightly enrichment of light-REE. The La/Yb ratios, according to Jakes andWhite (1972, vary from tholeiitic to shoshonitic series. The Camaguey granitoids have metaluminic composition, variableK2O and CaO content, and the hornblende as a predominant mafic mineral, which suggest a mixed origin of these granitoidrocks (after Barbarin, 1990).

INTRODUCCIÓN Camagüey constituye el bloque Este del arco volcánico Cretácico de Cuba Central (fig. 1), aquí se presenta una complejaestructura de arco de isla que se desarrolla desde el Cretácico temprano hasta el tardío. Los granitoides en esta región

presentan un gran desarrollo formando una larga franja discontinua de aproximadamente 400 Km. Con un rumbo paralelo aleje de la isla, ellos constituyen el eje magmático del arco de isla. Al sur de este eje principal se han observado afloramientosde pequeños cuerpos de granitoides que pueden representar, o bien las partes apicales del eje magmático principal u otracadena de granitoides de menor magnitud (T. Marí, 1997). Basados en datos geofísicos y geoquímicos H. Pimentel et al.(1994), en el área de Camagüey - Las Tunas sostienen la idea de la posible presencia de sistemas epitermalespotencialmente perspectivos para oro, los cuales están favorecidos por la presencia de este pequeño cinturón magmáticosituado al sur.

Fig. 1 Mapa esquemático de distribución de los principales macizos de granitoides de Camagüey

Los primeros estudios realizados en esta región sobre granitoides se efectuaron durante los años 1936-1959 por geólogos norteamericanos y holandeses. Posteriormente, entre los años 1965-1968 Tijomirov y Semeonov generalizaron ycomplementaron estos trabajos. Entre 1974 y 1976 I. Shevchenko, et al. estudiaron detalladamente, con el objetivo debúsqueda, el mayor macizo de esta franja situado en la parte más oriental de la región (fig.1). Conjuntamente con estetrabajo se llevaron a cabo estudios temáticos por el Instituto de Geología y Paleontología de La Habana (Eguipko, et al.,1984; Pérez y Sukar, 1997; Marí, 1997). Ellos establecieron la presencia de tres complejos granitoideos: Sienítico,Granodiorítico y Gabroplagiogranítico (?).En la década de 1980-1990 se realizaron trabajos de levantamiento geológico a diferentes escalas por diferentes autores(Belmustakov, Dimitrova, et al. 1981; Iturralde-Vinent, Thieke, et al. 1986; Piñeiro, Rojas et al. 1990), los cuales tomaron ladivisión de los granitoides anteriormente señalada, aunque no estuvieron de acuerdo con la posición estructural de losmismos. Actualmente continúan las discrepancias sobre la posición y la génesis de estas formaciones. Como resultado de lageneralización de los últimos trabajos realizados sobre granitoides en Camagüey y teniendo en cuenta criterios geológicosde las diferentes formaciones rocosas, características petrólogo-geoquímicas y mineralógicas, (Pérez y Sukar, 1994),reconocieron en Camagüey cuatro formaciones granitoideas que corresponden a los diferentes estadios del desarrollo delarco volcánico para este segmento: I. Formación Gabro-Plagiogranítica, II. Formación Sienítica, III. FormaciónGranodiorítica-Granítica y IV. Formación Gabro-Monzonítica.

CARACTERÍSTICAS PETRÓLOGO-GEOQUÍMICAS DE CADA FORMACIÓNI. Formación Gabro-Plagiogranítica. Es una formación muy problemática en cuanto a su posición, puesto que no existen evidencias geológicas claras de sus

relaciones con otros complejos debido a la mala conservación de sus afloramientos y la escasez de los mismos. Su relacióngenética con las secuencias volcánicas hasta el momento no ha sido suficientemente aclarada.Ella se presenta en un área muy limitada, el mayor desarrollo aparece hacia el NW de la región formando los macizos “LasParras”, “Santa Rosa” y una pequeña parte del macizo “Céspedes-Florida” (fig.1); al Este aparece como bloques en elmacizo “Sibanicú-Las Tunas” y como un pequeño cuerpo de plagiogranito al SE de la ciudad de Las Tunas (Eguipko, et al.,1980). La característica fundamental de esta formación es el predominio de rocas ácidas con un contenido de SiO2 > 65 % (Tabla1). Los contenidos de K2O varían desde 0,1 hasta 1,9 % (Tabla 1), dando lugar a dos grupos bien definidos (fig. 2). Elprimer grupo con valores menores de 1% se caracteriza por una evolución homodrómica desde gabro hasta plagiogranito consus miembros intermedios (tonalita, diorita cuarcífera, diorita), predominando los plagiogranitos. El segundo grupo convalores mayores de 1 %, donde solamente se encuentran representadas rocas del tipo plagiogranito, con contenidos de SiO2 desde 65 hasta 78 % (fig. 2).

TABLA 1ELEMENTOS MAYORES DE LA FORMACIÓN GABRO-PLAGIOGRANÍTICA.

1 2 3 4 5 6 7 8SiO2 48.14 49.46 53.66 60.86 66.39 70.66 73.38 78.00

TiO2 0.48 0.87 0.61 0.87 0.68 0.89 0.29 0.44

Al2O3 22.47 19.98 14.59 14.60 14.76 14.23 13.31 11.51

Fe2O3 3.78 6.47 4.42 3.82 1.70 0.94 2.05 1.32

FeO 4.22 4.18 4.49 4.20 2.64 2.21 1.85 0.79MnO 0.13 0.20 0.17 0.14 0.18 0.05 0.05 0.02MgO 4.72 4.80 5.13 2.62 1.92 0.90 0.84 0.67

CaO 12.93 9.39 10.73 4.25 3.67 4.34 2.40 3.02Na2O 2.10 3.56 2.00 4.95 3.65 4.15 3.75 2.24

K2O 0.36 0.14 0.54 0.28 1.28 0.32 1.52 0.38

P2O5 0.09 0.32 0.08 0.55 0.20 0.10 0.03 0.02

P.P.I. 1.11 0.23 2.36 2.22 2.95 1.07 0.50 0.68TOTAL. 100.5 99.60 99.38 99.36 100 99.3 99.9 99

Identificación de cada muestra: 1-2. Gabro; 3. Diorita; 4. Diorita Cuarcífera; 5. Tonalita; 6-7- 8. Plagiogranitos.

El diagrama de la figura. 3 demuestra la pobreza de feldespato potásico (ortosa) de las rocas de esta formación y confirma elcarácter sódico de la misma.

Fig.3 Diagrama ab-an-or de las formaciones gabro-plagiogranítica, sienítica, granodiorítica-granítica y gabro-monzonítica.

El índice de Shand en estos granitoides varía desde 0.7 hasta 1.2 lo que sitúa a las rocas de esta formación en dos campos:metalumínico y peralumínico (fig. 4). El metalumínico infrasaturado de Al2O3 y caracterizado por la presencia dehornblenda y/o augita y el peralumínico sobresaturado de aluminio y con la presencia de biotita.

En el diagrama geotectónico de Batchelor & Bowden, 1985 (fig. 5), también se distribuyen en dos campos: fraccionado delmanto y precolisión de placa. Otra característica geoquímica de esta formación es el bajo contenido de Rb (6 - 20 ppm).Otros elementos traza analizados a los plagiogranitos de esta formación demuestran enriquecimiento relativo en Cr (205-212ppm), Y (24 ppm) y Sr (220-251 ppm). Los contenidos de Ce varían desde valores bajos (5 ppm) típicos para rocas del PIA(arco de isla primitivo) según Lidiak y Jolly (1996), hasta valores más altos (20-21 ppm) y con contenidos bajos de U (0,4 -0,6 ppm) y de Ni (4 - 6 ppm) característicos para las rocas de la serie PIA según Donnelly y Rogers 1980.

Los patrones de tierras raras (fig. 6), son casi planos o muestran un ligero enriquecimiento de la rama de las tierras rarasligeras. Las relaciones La/Yb varían desde 1,6 hasta 3,6 o sea desde toleítica hasta calcoalcalina según Jakes and White,1972.

En cuanto a la edad se han realizado dataciones por el método K/Ar en estas rocas, aunque el mismo no resulta preciso porlos bajos contenidos de K2O, no obstante nosotros la asumimos como Cretácico Inferior.M. Pérez y K. Sukar (1997) establecieron la posibilidad de que existen en esta formación dos asociaciones de diferentegénesis, una vinculada al estadio inicial del arco (PIA) y otra a un estadio más desarrollado del arco volcánico Cretácico. Eneste trabajo se ha podido observar como esta formación en los diferentes diagramas utilizados presentan característicasgeoquímicas mezcladas. Esta problemática planteada para poderla confirmar será necesario realizar un mayor volumen detrabajo de campo y laboratorio (traza, relaciones isotópicas, edades radiométricas y otras). II. Formación Sienítica Hasta el momento se ha encontrado sólo en la parte sureste del mayor macizo de la región “Sibanicú-Las Tunas” (fig.1). Lafase principal la constituyen sienitas hornbléndico-biotítica de grano grueso con fenocristales de ortoclasa-pertítica quealcanzan tamaños mayores de 2 cm, con una orientación expresada que le da a la roca un aspecto textural traquítico. Lamejor exposición de estas sienitas se observa en la cantera “Guáimaro”, 6 Km al norte del poblado Guáimaro. Geoquímicamente esta formación se caracteriza por contenidos de SiO2 que varían desde 54 hasta 64 %, altos contenidos deK2O desde 4,3 hasta 7,4 % (Tabla 2), dándole a esta formación un carácter alcalino. Se observan altos contenidos de Na2O(3,9 - 7 %), los contenidos de Mg varían de 1 a 2,9 %, en el Ti predominan los valores bajos desde 0,2 hasta 0,4 % y elaluminio con valores mayores de 17 % (Tabla 2). El índice de Shand en estas sienitas varía desde 0,8-1 lo que señalacomposición metalumínica (fig.4), con un predominio de hornblenda la cual se sustituye por anfíbol alcalino de la serieardvedsonita-ekermanita, que también se ha observado en forma de cristales independientes (O. Eguipko et al., 1980). En eldiagrama Ab-An-Or (fig. 3), se sitúa en el campo de la serie potásica. Los contenidos de Rb de estas sienitas son elevados(165 ppm).

TABLA 2ELEMENTOS MAYORES DE LA FORMACIÓN SIENÍTICA.

9 10 11 12 13SiO2 54.25 59.58 59.74 61.63 64.76

TiO2 1.18 0.40 0.20 0.43 0.26

Al2O3 18.88 18.32 18.81 20.05 17.68

FeO3 3.42 2.57 2.57 0.56 1.60

FeO 3.38 1.24 1.92 0.60 1.29MnO 0.33 0.20 0.07 0.10 0.04MgO 2.91 1.20 1.90 1.66 1.40CaO 3.99 2.73 3.16 3.05 1.34

Na2O 4.34 4.28 3.80 6.78 5.65

K2O 5.78 7.40 7.08 4.34 6.5

P2O5 0.42 0.18 0.43 0.31 0.15

P.P.I. 0.70 1.88 0.70 1.08 0.31TOTAL. 99.5 99.9 100 100 100

Identificación de cada muestra: 9-10-11-12. Sienitas; 13. Sienita cuarcífera.

Las determinaciones de edad absoluta por el método K/Ar las sitúa en el Aptiano-Cenomaniano.Como se ha observado esta formación está constituida fundamentalmente por sienitas de grano grueso, presentan unacomposición metalumínica con predominio de anfíbol, alto contenido de K2O y bajos de Ca (Tabla 2), como consecuenciadel marcado carácter albítico de las plagioclasas y un notable predominio del K2O sobre el Na2O. III. Formación Granodiorítica-Granítica Es la de mayor desarrollo del área y forma parte de la mayoría de los macizos, corta las formaciones volcánicas del Cretácicoy contacta tectónicamente con las ofiolitas al Este del macizo de Camagüey (fig. 1), en algunas partes está recubierta porsedimentos más jóvenes.En esta formación predominan las granodioritas y los granitos aunque también se han determinado miembros básicos eintermedios, presentan granos gruesos-medios lo que indica una cristalización estable (Pérez , Sukar, et al.,1992). Geoquímicamente se caracteriza por contenidos de SiO2 que varían desde 45,7 hasta 77 % y valores de K2O mayores de 1 %(Tabla 3). En el diagrama de Le Maitre (fig. 2), estas rocas se sitúan en el campo de medio K y alto K, estas últimas son losdiferenciados finales. Se observa variación de los contenidos de TiO2, Al2O3, MgO, K2O y Na2O con tendencias rectas controlada por la cristalización fraccionada. En el diagrama de Maniar y Piccoli (fig. 4) se sitúan en dos campos,predominando aquellas del campo metalumínico. Esta formación también presenta un enriquecimiento de Fe esto se debe a lapresencia de anfíbol férrico y abundante magnetita (Pérez y Sukar, 1997), en el diagrama triangular Ab-An-Or (fig. 3) estasrocas ocupan posición intermedia entre la serie sódica y la potásica predominando esta última. En el diagrama geotectónicode Batchelor & Bowden 1985 (fig. 7), ocupan el campo de precolisión de placa.

TABLA 3ELEMENTOS MAYORES DE LA FORMACIÓN GRANODIORÍTICA-GRANÍTICA.

14 15 16 17 18 19 20 21 22SiO2 45.70 56.16 59.73 62.02 63.70 65.00 66.80 76.30 77.18

TiO2 1.40 0.79 0.97 0.55 0.46 0.62 0.35 0.12 0.06

Al2O3 15.53 16.79 18.46 16.95 16.45 15.98 15.65 12.42 12.49

FeO3 6.25 3.27 1.90 1.93 2.70 1.76 2.24 0.97 0.58

FeO 7.00 4.94 2.45 3.74 2.96 2.84 2.29 0.87 0.86MnO 0.08 0.17 0.12 0.06 0.20 0.11 0.14 0.05 0.02MgO 7.61 4.72 1.81 3.25 2.11 1.78 1.76 0.32 0.61CaO 10.73 6.39 8.62 4.52 5.20 3.25 4.65 0.57 0.76

Na2O 2.08 3.40 2.45 3.77 3.57 2.70 4.05 3.85 3.56

K2O 0.76 1.52 2.20 3.23 1.91 4.40 1.61 3.90 4.40

P2O5 0.44 0.26 0.30 0.21 0.14 0.14 0.04 0.03 -

P.P.I. 1.48 1.84 - 0.47 - 1.68 0.50 0.49 0.26TOTAL. 99 100 99 100 99.4 100 100 99.8 100

Identificación de cada muestra: 14. Gabro; 15-16. .Dioritas; 17-18. Dioritas cuarcíferas; 19. Granodiorita; 20. Tonalita; 21-22. Granitos.

Los contenidos de algunas traza muestran valores de Rb que varían desde 20 hasta 90 ppm y relativamente altos contenidosde Cr (122 ppm), Ni (112,7 ppm) y de Sr (337,8 ppm).El patrón de tierras raras (fig. 8), muestra un ligero enriquecimiento de la rama de las tierras raras ligeras y la relación La/Ybes de 4,2 - 10 típica para las rocas calcoalcalinas según Jakes and White, 1972. Se observa una marcada anomalía negativade Eu indicadora de que el fraccionamiento de la plagioclasa fue importante.

De esta formación se han obtenido 13 dataciones tanto de rocas como de minerales por el método K/Ar y se ubica en elCenomaniano-Campaniano. IV. Formación Gabro-Monzonítica En esta formación anteriormente incluíamos las sienitas de la formación Sienítica que encontramos en el macizo “Sibanicú-Las Tunas” . Se ubica al noreste de la Formación Sienítica, forma completamente el macizo “Algarrobo” y gran parte de los

macizos “Camagüey” y “Siboney” (fig.1), cortan y alteran las rocas de la formación Granodiorítica-Granítica (E. Escobar etal., 1988). Presentan una gran variación en cuanto a su composición desde gabro subalcalino, monzonita, monzodiorita hastasienita de grano fino.Geoquímicamente se caracteriza por contenidos de K2O que varían durante su desarrollo desde 1,5 hasta 6,8 % (Tabla 4), enel diagrama de Le Maitre se ubican en el campo de alto K (fig. 2). Los valores de SiO2 varían desde 43 hasta 67 % (Tabla4). Los valores de TiO2 varían desde 0,3 hasta 0,9 %, los de Na2O de 2 a 6 % y los contenidos de Al2O3 desde 14 hasta 19 %, con un índice de Shand desde 0,7-1 lo que la sitúa en el diagrama de Maniar y Piccoli (fig.4) en el campo de rocasmetalumínicas. En el diagrama triangular Ab-An-Or (fig.3), se ubican intermedio en el campo sódico-potásico, pero conpredominio potásico. Los contenidos de Rb en gabro subalcalino son de 39 ppm y en sienitas 76 ppm con valoresrelativamente altos de Li, Sr, y V en ambas rocas.

TABLA 4 ELEMENTOS MAYORES DE LA FORMACIÓN GABRO - MONZONÍTICA

23 24 25 26 27 28 29SiO2 50.31 53.36 58.52 60.12 61.34 63.48 67.00

TiO2 0.62 0.88 0.55 0.81 0.41 0.25 0.28

Al2O3 17.15 14.56 17.55 15.52 19.33 18.71 16.72

FeO3 4.66 4.74 2.44 2.81 1.23 1.69 1.30

FeO 4.68 5.15 3.20 4.19 0.98 1.08 1.87MnO 0.15 0.06 0.13 0.14 0.07 0.08 0.10MgO 4.60 6.17 3.60 3.48 0.49 0.50 0.50CaO 8.11 6.84 6.30 4.28 2.06 1.62 0.70

Na2O 3.00 3.50 3.00 3.95 5.35 5.35 5.00

K2O 1.52 3.10 3.52 2.60 6.70 6.84 6.80

P2O5 0.25 0.50 0.21 0.26 0.05 0.15 0.07

PPI. 4.26 1.78 - 2.32 1.65 0.34 0.25TOTAL. 99.3 100 99 100 99.6 100 100

Identificación de cada muestra: 23. Gabro-subalcalino; 24. Monzodiorita; 25. Monzonita; 26. Diorita cuarcífera; 27-28.Sienitas; 29. Sienita cuarcífera.

De acuerdo con los contenidos de tierras raras en esta formación se observa un mayor enriquecimiento de la rama de lastierras raras ligeras (fig. 9) y la relación La/Yb en el gabro subalcalino es de 7,3 semejante a los basaltos shoshoníticossegún Jakes and White 1972. Se debe destacar la anomalía positiva de Eu en la sienita lo cual representa una concentraciónde feldespato (Lidiak y Jolly 1996), lo que concuerda con el contenido de feldespato de la roca.

En cuanto a la edad existen evidencias geológicas para considerarla como la formación más joven de la región, también existen dataciones de Stanek (1996), por el método K/Ar que la sitúa en el Campaniano. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES Los granitoides del bloque este del arco volcánico Cretácico de Cuba Central (Camagüey), presentan característicasespecíficas que lo diferencian del bloque Oeste (Las Villas), lo fundamental es el desarrollo de series alcalinas (FormacionesSienítica y Gabro-Monzonítica), las cuales se pueden comparar con la serie shoshonítica de Jakes and White, 1972,indicando un alto grado de diferenciación por tanto madurez de su evolución. Otra característica es que los granitoides deesta región ocupan un volumen grande representados por 12 macizos de tamaños variados desde Ciego de Ávila al Oestehasta Las Tunas al Este.Durante la evolución de este segmento del arco se observa una zonación en cuanto al contenido de K2O de las rocas queaumenta del N al SE y la presencia de series alcalinas desde épocas tempranas (Formación Sienítica), dando lugar a undesarrollo “irregular” del mismo. Sin observarse relación del contenido de K2O con el tiempo. Definir la posición tectónica yel grado de evolución de las rocas alcalinas y shoshoníticas con respecto al arco volcánico Cretácico es un problema muydifícil en la actualidad. En Camagüey se han propuesto diferentes modelos pero existen serias contradicciones y una de lasmás significativas es la edad de las formaciones como plantea T. Marí, 1997. Con excepción de la Formación Gabro-Plagiogranítica, los granitoides de Camagüey se caracterizan por contenidos de K2O>1%. La Formación Gabro-Plagiogranítica presenta características geoquímicas mezcladas reflejándose en los contenidos deelementos mayores, patrones de tierras raras y la relación La/Yb, sugiriendo la posibilidad de que se trate de dosasociaciones de diferentes génesis, una vinculada al inicio del arco (PIA) y otra serie calcoalcalina sódica, con un mayorgrado de desarrollo del arco. La Formación Granodiorítica-Granítica es la más desarrollada de la región con características típicas de rocas calcoalcalinas,demostrada en sus patrones de tierras raras y la relación La/Yb, respondiendo a un proceso de cristalización fraccionada sininterrupción. Las Formaciones alcalinas del área se encuentran representadas por la Formación Sienítica de edad Aptiano-Albiano, con lapresencia de minerales alcalinos típicos y altos contenidos de Rb y la Formación Gabro-Monzonítica, la más joven deCamagüey con un notable predominio del K sobre el Na, y relativamente altos contenidos de Rb, Li, Sr y V. BIBLIOGRAFÍA

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EVOLUCIÓN DEL FLUIDO. ALTERACIÓN HIDROTERMAL Y MINERALIZACIÓN ENEL DEPÓSITO DE Au-Cu GOLDEN HILL, LAS TUNAS CUBA

Mercedes Torres La Rosa(1)

Roberto Pérez Xavier(2)

René Lugo Primelles(3)

Bruce E. Taylor(4)

1. Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de La

Habana. 11000 Cuba. E-mail: mercy@lacemi.cu2. Departamento de Metalogenia y Geoquímica IG/Unicamp, Brasil, CP 6152, CEP 1388-970. E-mail:

xavier@ige.unicamp.br3. Empresa Geominera de Camagüey, Camagüey, Cuba.4. Geological Survey of Canada, 601 Booth Street, Ottawa, ON KIA OE8, Canada. E-mail: btaylor@XI.nrcan.gc.ca RESUMEN La mineralización epitermal aurífera en la región Ciego-Camagüey-Las Tunas, permite reanalizar su potencialmetalífero y para este fin se ha escogido el depósito Golden Hill, recientemente explorado por la MacDonald MinesLtd, haciendo énfasis en la caracterización del fluido hidrotermal, mediante el estudio de inclusiones fluidas y análisisde composición de isótopo de d34S en pirita. El depósito se encuentra a 8 km al norte-noreste del poblado de Jobabo, caracterizado por brechas y tobas quehospedan cuerpos de sulfuro masivo y semi-masivo. La alteración hidrotermal asociada a estos cuerpos es silícica,argílica y argílica avanzada, asociada con la mineralización aurífera. Los cuerpos de sulfuro contienen ensuperficie zonas supergénicas enriquecidas en oro. En Golden Hill la alteración argílica avanzada y la mineralización sulfato-ácida fueron contemporáneas,especialmente durante el estadio II de deposición de la mineralización, formándose de soluciones con baja salinidad,a temperaturas de 172 a 330oC y bajas concentraciones de CO2. La correlación entre las temperaturas dehomogeneización y la salinidad de las inclusiones fluidas refleja la mezcla de agua meteórica y vapor magmático. Lacoexistencia de inclusiones ricas en fase de vapor y ricas en fase líquida en cuarzo de venas de zonas de brecha ymineralizadas infiere que los fluidos hidrotermales estuvieron en ebullición, aunque los datos microtermométricos noevidencian completamente este fenómeno debido a que las inclusiones no homogeneizaron tanto a vapor como líquidodentro del mismo intervalo de temperatura. Los valores de isótopo de d34S de – 6.6 a 2.2 ‰ en pirita sugieren una fuente magmática para el sulfuro, señaladotambién por la ocurrencia de minerales que contienen W, Bi y Mo. ABSTRACT The epithermal auriferous mineralization previously described in the region Ciego-Camaguey-Las Tunas, allows toreanalyze their metal-bearing potential. With this purpose the Acid Sulfate Cu-Au Golden Hill Deposit has beenchosen, explored recently by MacDonald Mines Ltd, making emphasis on the hydrothermal fluids characterization, bymeans of the fluids inclusions study and isotope composition analysis d34S in pyrite. The Golden Hill Deposit is located 8Km north-northeast of Jobabo town. It is characterized by breccias and tuffs thathost massive and semi-massive sulfur bodies. The hydrothermal alteration related to these bodies is silicic, argilic andadvanced argilic associated with auriferous mineralization. The sulfide bodies grade toward the surface to supergenic

areas enriched in gold. In Golden Hill the advanced argilic alteration and acid-sulfate mineralization were contemporaneous especiallyduring stage II, and formed by low salinity solutions at 172 to 330oC and low CO2 concentrations. The correlationhomogenization temperatures and fluid inclusion salinity reflect the mixture of meteoric water and magmatic vapor.The coexistence of vapor and liquid rich inclusions in quartz veins of mineralized and brecciated zones, suggests thatthe hydrothermal fluids were in boiling, although the homogenization data don’t show this phenomenon. The values of the d34S isotope in pyrite, ranged between – 6.7 and 2.2 ‰, permit to suggest a magmatic source for thesulfur, that is also indicated by the minerals bearing W, Bi and Mo. INTRODUCCIÓN En este trabajo son presentados y discutidos los primeros datos de inclusiones fluidas y de isótopo de d34S,relacionados con la mineralogía y evolución hidrotermal del depósito epitermal sulfato-ácido de Cu-Au Golden Hill,localizado en secuencias del arco volcánico cretácico en la región Ciego-Camagüey-Las Tunas, Cuba central (fig. 1).En la actualidad, los depósitos epitermales se cuentan entre los tipos de depósitos minerales de mayor interés, tantoeconómico como científico. Esto se debe a que estos yacimientos son portadores principales de oro y plata. En el áreadel Caribe, norte, centro y sur América, se han descrito numerosos depósitos epitermales entre los que se encuentraPueblo Viejo, Summitville, Golfield, Julcani, El Indio, etc, con características epitermales similares al depósito GoldenHill.

Fig. 1 - Mapa geológico de la región Ciego-Camagüey-Las Tunas, con la localización del depósito de Au-Cu GoldenHill (modificado de Pérez y Sukar, (1997).

Un estudio de esta naturaleza contribuye a mejorar el modelo genético de este depósito, lo cual tiene implicaciones enlos modelos de exploración que facilita la búsqueda de depósitos similares y, como consecuencia, se aumente elpotencial aurífero de Cuba. GEOLOGÍA DEL DEPÓSITO GOLDEN HILL El depósito Golden Hill, consiste de varios cuerpos mineralizados individuales, Little Golden Hill, Big Golden Hill,Three Hills y Castle Rock, ocupa un área alrededor de 7.2 km2 (fig. 2). Estos están hospedados en la FormaciónCrucero Contramaestre del Cretácico Superior, con espesor de 2800m, constituida por secuencias de andesitas,basaltos y andesita - basaltos hasta traquiandesitas, traquibasaltos, tobas, areniscas tobáceas, calizas y conglomeradosque fueron depositados en un ambiente submarino a subaéreo. Una serie de diques andesíticos a traquiandesíticoscortan todas las unidades de la formación Crucero Contramaestre. La mineralización en Golden Hill está hospedada enbrechas andesíticas, basálticas traquiandesíticas, traquiandesito basaltos y tobas que forman parte de una caldera osistema de cráter (Melling 1998). Los cuerpos de menas son lenticulares con 40 m de espesor, en dirección NNW, N-Sy NE.

MATERIALES Y MÉTODOS

Este estudio es basado sobre 94 muestras colectadas de superficie y de los pozos de perforación GH -16, -64, -135,realizados por MacDonald Mines Ltd durante el periodo 1995-1997.Las menas y mineralogía de alteración fueron determinadas por el estudio de 52 láminas delgadas pulidas, apoyado porSEM/EDS. El estudio de inclusiones fluidas fue realizado en 8 muestras usando un Linkham TMSG-600 calibradocon inclusiones fluidas sintéticas de SYNFLINC. Los cambios de fase y temperaturas de homogeneización fueronmedidos con una precisión de ± 0.1oC y ± 5oC, respectivamente. La fase de vapor en estas inclusiones fue analizadacon un Raman JOBIN-YVON modelo T64000 utilizándose una fuente láser de Argón, operando a través de una línea514.5 nm con intensidad de 600 mw durante 300 segundos para cada análisis. Las composiciones de isótopo de azufrefueron determinadas en 14 muestras de pirita y los análisis fueron realizados en un laboratorio de isótopos estables delos Servicios Geológicos de Canadá, Ottawa. MINERALOGÍA Y PARAGÉNESIS DE ALTERACIÓN Y MINERALIZACIÓN Los minerales de alteración y mineralización observados en Golden Hill son típicos de conjuntos de alteración argílicaavanzada formados en dos estadios. En el estadio I, el conjunto de alteración mineral consiste de cuarzo, sericita,caolinita, dickita, zunyita, diáspora y rutilo. Los minerales de mena formados durante este estadio son piritadiseminada de formas cúbicas, pirita en concreciones (fig. 3A) y framboidal, localmente enargita en cristalesidiomórficos con dimensiones de 2 mm. El oro no fue observado con sulfuro de este estadio.La alteración en el estadio I es pervasiva, aunque relictos de fenocristales de la roca volcánica hospedera alterados asericita y caolinita, son observados (fig. 3B, C). El cuarzo del estadio I forma granos de dimensiones hasta 760 mm entrecrecido con caolinita. La dickita se desenvuelve en finas capas con alunita y otros tipos de alunita comowoodhouseita y florencita son encontrados en este estadio. La diáspora se observa en contacto con cuarzo y estos son

alterados por pirofilita (fig. 3D). La zunyita forma agregados granulares en las masas de cuarzo. El aspecto másimportante de este conjunto de alteración es la clara coexistencia de alunita con pirita, indicando el origen hipogénico de esta alteración.La alteración del estadio II, incluyo cuarzo, natroalunita y pirofilita con los minerales de mena: pirita, enargita,luzonita, estibioluzonita y oro. La pirita en este estadio se desarrolló y recristalizó formando zonas de crecimientoconcéntricas en los framboides primarios (fig. 3E) y contiene pequeñas inclusiones de estanita y rutilo. Los espaciosentre las masas de pirita están rellenos por woodhouseita, natroalunita y pirofilita. La enargita en el estadio II, tambiénenvuelve pirita framboidal y contiene inclusiones de sulfuro. Las masas de pirita-enargita formadas durante esteestadio de mineralización constituyen localmente un 50 a 95 % de sulfuro dominado por pirita. Granos libres de oronativo con dimensiones de 1 a 20 mm son encontrados con pirita de estadio II. Este oro contiene de 15 a 34 % de Ag.Telururos de Fe y Au-Ag son encontrados como inclusiones en enargita y covelita en los bordes de alguna enargita. Laenargita también tiene inclusiones microscópicas de luzonita-estibioluzonita, sulfosales de Cu-Bi-Mo, esfalerita,galena y rara calcopirita. Barita, cuarzo, alunita y wolframita rellenan microcavidades en masas de pirita-enargitamasiva.

INCLUSIONES FLUIDAS El cuarzo y la barita de ambos estadios de mineralización hospedan inclusiones fluidas, la mayoría de las cuales de lascuales son de dimensiones menores de 10 mm. Las inclusiones fueron divididas en 3 tipos. Inclusiones tipo 1, faseliquida, fueron encontradas aisladas o en grupos en cuarzo y barita. Ellas tienen formas irregulares y no están claras alo algo de planos secundarios. Las inclusiones tipo 2, las cuales consisten de líquido (dominante) y vapor, tambiénestán en cuarzo y barita y son menos comunes que las inclusiones del tipo 1. Estas inclusiones son encontradas enforma de cristales negativos aislados, en grupo o a lo largo de cortas líneas, planos o contactos intergranulares (fig. 4A, B). La relación de volumen líquido/ vapor en estas inclusiones es generalmente entre 8:1 y 9:1. Algunasinclusiones tipo 2 en cuarzo de geoda asociada con la mineralización contiene pequeños cristales hijos prismáticos e

incoloros que no pudieron ser identificados. Las inclusiones tipo 3, consisten de vapor (dominante y líquido, sonredondeadas (fig. 4C) y coexiste con inclusiones tipo 2. Ellas están en cuarzo euhédrico rodeado por cuarzo anhédricoen venas de zonas mineralizadas. Su relación volumen líquido / vapor es generalmente entre 2:1 y 4:1.

Las inclusiones fluidas con dimensiones apropiadas para la medición de temperatura fueron encontradas en barita deestadio tardío y en 7 muestras de cuarzo de estadio II. Todas las inclusiones en cuarzo de estadio I fueron pequeñaspara medir temperatura (< 5 mm). Pocos pares de temperatura de homogeneización y fusión del hielo fueron obtenidosde las inclusiones en barita porque muchas de ellas perdieron líquido durante el calentamiento.Todas las inclusiones tipo 2 y 3 homogeneizaron a fase líquida. Las inclusiones fluidas en cuarzo asociado conmineralización de sulfuro variaron de 188 a 330 oC con promedio de 241 oC para ambos tipos de inclusiones (fig. 5A).Las temperaturas de fusión del hielo para estas inclusiones variaron de – 1.2 a –2.7 oC indicando salinidad de 2 a 4.5% en peso equiv. NaCl. Las temperaturas de homogeneización para cuarzo en geoda variaron de 172 a 274 oC conpromedio de 198oC (fig. 5B). La temperatura de fusión del hielo en estas fue de – 0.3 a – 6.1oC, correspondiendo auna salinidad de 0.5 a 9.3 % en peso equiv. NaCl Las medidas de unas pocas inclusiones hospedadas en barita indicótemperaturas de homogenización de 155 a 247 oC promediando en 209 oC (fig. 5C) y las temperaturas de fusión delhielo de – 2.1 a – 4.1 oC y tiene salinidad de 3.5 a 6.5 % en peso equiv. NaCl.La espectroscopia Raman obtenida de inclusiones tipo 2, asociada con mineralización de sulfuros y en geodas deestadio II, indicó concentraciones baja de CO2 menores que 2 mol %. Estas bajas concentraciones fueron corroboradaspor la ausencia de clatrato durante el enfriamiento.

COMPOSICIÓN DE ISÓTOPOS DE AZUFRE

Los valores de d34S fueron determinados en pirita de 14 muestras (Tabla 1). Los valores de d34S en las piritas tienenintervalo de – 6.7 a 2.2 ‰. Los intervalos de d34S en la mena masiva de – 3.3 a 2.2 ‰ y en la semi-masiva de – 6.7 a– 1.7 ‰, característico principalmente en el cuerpo mineral Three Hills, donde se desarrolla la pirita en concreciones.

Tabla 1- Composición de isótopo de 34S en pirita.

Muestra Localidad Mineral Estadío d34S(‰)

GH 135-66.80 m Big Golden Hill Pirita (recrist.) II - 1.7GH135-67.70 m Big Golden Hill Pirita (recrist.) II - 1.1GH135-70.60 m Big Golden Hill Pirita (recrist.) II - 0.2GH 64-48.65 m Three Hills Pirita (Framb.+recrist.) I+II - 2.4GH 64-113.65 m Three Hills Pirita (concrec+dis) I - 6.7GH 64-114.50 m Three Hills Pirita (concrec+dis) I - 2.8GH 64-117.85 m Three Hills Pirita (concrec+dis) I - 3.8GH 64-125.20 m Three Hills Pirita (concrec+dis) I+II - 2.3GH 64-129.57 m Three Hills Pirita (recrist.) II - 1.7GH 16-47.70 m Little Golden Hill Pirita (Framb.+recrist.) I+II 2.2GH 16-61.60 m Little Golden Hill Pirita (Framb.+recrist.) I+II 1.1GH 16-68.50 m Little Golden Hill Pirita (Framb.+recrist.) I+II - 2.4GH 16-73.40 m Little Golden Hill Pirita (Framb.+recrist.) I+II - 3.2GH 16-80.20 m Little Golden Hill Pirita (Framb.+recrist.) I+II 1.6

Abreviaturas: GH – pozos de perforación; dis. – pirita diseminada; recrist. – pirita recristalizada; framb. – piritaframboidal; concrec. – pirita concreciones. DISCUSIÓN Las condiciones bajo las cuales se formó la mineralización y alteración, pueden ser estimadas con el diagrama fO2-pH

de la figura 6. Este diagrama fue realizado a partir de compilaciones de trabajos publicados (Heald et al., 1987;Muntean et al., 1990; Hannington et al., 1997), basado en estimaciones del azufre total, potasio y otros aspectos delfluido mineralizante en Golden Hill, el cual, permitió llegar a algunas conclusiones generales en este trabajo. Como sepuede ver en la figura 6, el conjunto, caolinita-pirita, encontrado en la mineralización del estadio I, es formado encondiciones reductoras ácidas. En contraste el conjunto alunita-pirofilita-pirita-enargita-luzonita-estibioluzonita,calcopirita, esfalerita, galena y barita, definen condiciones más oxidantes y ácidas.

Las observaciones realizadas en este estudio indican que la alteración argílica avanzada y mineralización sulfato ácidafueron contemporáneas para Golden Hill, especialmente durante el estadio II, formados a partir de soluciones con bajasalinidad (2-5%), temperaturas entre 172 y 330oC y bajas concentraciones de CO2.La correlación entre temperaturas de homogeneización y salinidad de estas inclusiones (fig 7), puede reflejar mezclade agua meteórica y vapor magmático. La coexistencia de inclusiones tipo 2 y 3 en cuarzo de venas de zonasbrechadas y mineralizadas, sugiere que los fluidos hidrotermales estuvieron en ebullición, aunque los datos dehomogeneización no evidencian este fenómeno completamente porque las inclusiones no homogenizaron tanto a vaporcomo líquido dentro del mismo intervalo de temperatura.

Los valores de d34S en pirita se encuentran entre – 6.7 a 2.2 ‰ sugiriendo una fuente magmática para el sulfuro.También indicado por ocurrencia de minerales que contienen W, Bi y Mo. La presencia de texturas framboidales y deconcreciones sugiere una actividad bacteriogénica local en el área del depósito. CONCLUSIONES En este trabajo se demuestra que el depósito epitermal de Au-Cu Golden Hill, se originó bajo condiciones típicas demineralización sulfato-ácida. La alteración argílica avanzada con cuarzo, caolinita, zunyita, alunita y pirofilita seextiende a cientos de metros de profundidad e indica un origen hipogénico. Esta alteración y mineralización sulfatoácida fueron contemporáneas especialmente durante el estadio II, formadas de soluciones con baja salinidad (2-5 % enpeso equiv. NaCl), temperaturas de 172 a 330oC y bajas concentraciones de CO2. La coexistencia de inclusiones ricasen fase de vapor y líquido en cuarzo de venas de zonas brechadas y mineralizadas, sugiere que los fluidoshidrotermales estuvieron en ebullición aunque no hay evidencia de este fenómeno por los datos de homogenización. El oro fue transportado posiblemente como un complejo de Au-S, promovido por un incremento de fO2 resultado de lainteracción de una fase volátil magmática conteniendo CO2 y H2S con agua meteórica. La presencia de CO2 eninclusiones fluidas, los valores de d34S cercanos de cero y minerales con contenidos de W, Bi y Mo, atestiguan unaposible contribución magmática para el sulfuro y bacteriogénico local por la presencia de las texturas de framboides.La secuencia de piroclastitas subalcalinas (traquiandesíticas) encajantes de la mineralización, pertenecientes a laformación Crucero Contramaestre, de posible origen submarino en este entorno, estuvieron expuestas a las condicionessubaéreas en el tiempo de deposición de la mineralización con las alteraciones en condiciones sulfato – ácidas. BIBLIOGRAFÍA

Capote, C. 1999. Análise do controle estrutural metalogênico em Cuba Centro-Oriental, com base em dadosintegrados. -- 222 p. Tesis (doctor )-Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 1999. Hannintong, M. D, et al 1997. Volcanogenic gold and epithermal-style mineralization in the VMS enviroment. -- En: Barrie, C.T., ed. Volcanic-associated massive sulfide deposits: processes and examples in modern and ancient settings/ C. T. Barrie, M. D. Hannington, ed.-- Ottawa : Carleton University, 1997. -- (Short Course) . -- p. 183-212. Heald, P., N. K. Foley, D. O. Hayba. 1987. Comparative anatomy of volcanic-hosted epithermal deposits: acid-sulfateand adularia-sericite types. Economic Geology 82 (1) : 1-26; 1987. Melling, D.R. 1998. Qualifying report on the Florencia-Jobabo concession and the Florencia sector Camagüey and LasTunas provinces, Republic of Cuba [on line]. MacDonald Mines Exploration Ltd. Disponible en Intenet:http//www.macmines.com/geoapril.html. Muntean, J.L., et al. 1990. Evolution of the Monte Negro acid sulfate Au-Ag deposit, Pueblo Viejo, DominicanRepublic: important factors in grade development. Economic Geology 85 : 1738-1758; 1990. Pérez, M., Sukar, K. 1997. Granitoides del arco volcánico cretácico de la región central de Cuba (antigua provincia deCamagüey). -- En: Furrazola G., comp. Estudios sobre Geología de Cuba / G. Furrazola, K. Núñez, comp. -- 1. ed. --La Habana : Centro Nacional de Información Geológica, 1997. -- p. 388-398.

PRINCIPALES TIPOS DE TEXTURAS EN LA MINERALIZACIÓN DEL DEPÓSITOEPITERMAL SULFATO ÁCIDO DE Au-Cu GOLDEN HILL

Mercedes Torres La Rosa(1)

René Lugo Primelles(2)

1- Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón.

Ciudad de La Habana. 11000 Cuba. E-mail: mercy@lacemi.cu2- Empresa Geominera de Camagüey, Camagüey, Cuba. E-mail: geominera@geomin.cmg.minbas.cu

RESUMEN Los cuerpos de sulfuro masivo y semimasivo del depósito Golden Hill (región Las Tunas) presentan diferentes tiposde texturas en la mena: framboidales, en concreciones, colomórficas, zonadas, en vetillas y brechosas las cuales hansido reconocidas e ilustradas en este trabajo, así como también se discuten sus probables mecanismos de formación. ABSTRACT A mineralogical study and about possible origin of the massive and semi-massive sulfide bodies in Golden Hill deposit (Las Tunas region) are presented in this paper. The different textural ore types of Golden Hill deposit are wellrecognized and illustrated: framboidal, concretional, collomorphic, zonal, and vein and breccia shaped. INTRODUCCIÓN La pirita es un sulfuro que ocurre con morfologías y granulometrías muy variables y también con mayor número defacies, asociaciones y generaciones. Está presente en las fases de formación hidrotermal, diagénesis, metasomatismo ymetamorfismo de los yacimientos.En el depósito epitermal de Cu-Au Golden Hill, la pirita es el sulfuro predominante. El propósito de este trabajo es dara conocer los tipos de texturas presentes, entre las cuales son de particular interés los tipos morfológicos deconcreciones y framboides de pirita no descritos anteriormente en el área.

GEOLOGÍA DEL DEPÓSITO GOLDEN HILLEl depósito Golden Hill, localizado a 8 km al NNE del pueblo Jobabo, provincia Las Tunas (fig. 1), consiste de varioscuerpos y zonas mineralizadas individuales, Little Golden Hill, Big Golden Hill, Three Hills, Castle Rock, Raul’sRidge y Anomalía A, B, C, D y Flats, ocupa un área alrededor de 7.2 km2. Estos están hospedados en la FormaciónCrucero Contramaestre y Guáimaro (Melling et al.1997) y Crucero Contramaestre (Pérez E., et al. 1998), se le asigna elMiembro Monte Verde de esta formación (Lugo 2001: En Roque et al. 2001).Estos están hospedados en la formación Crucero Contramaestre del cretácico superior, con espesor de 2800m,constituida por secuencias de andesitas, basaltos y andesita - basaltos hasta traquiandesitas, traquibasaltos, tobas,areniscas tobáceas, calizas y conglomerados que fueron depositados en un ambiente submarino a subaéreo. Una seriede diques andesíticos a traquiandesíticos cortan todas las unidades de la formación Crucero Contramaestre. Lamineralización en Golden Hill está hospedada en brechas andesíticas, basálticas traquiandesíticas, traquiandesitobasaltos y tobas que forman parte de una caldera o sistema de cráter (Melling 1998). Los cuerpos de menas sonlenticulares con 40 m de espesor, en dirección NNW, N-S y NE.

Fig. 1 – Mapa geológico de la región Ciego-Camagüey-Las Tunas, con la localización del depósito Au-Cu Golden Hill(modificado de Pérez y Sukar 1997).

MINERALIZACIÓNEn el depósito Golden Hill la pirita y enargita son los minerales de mena predominantes y cuando sus contenidos sonsuperiores a 50 %, definen cuerpos de sulfuros masivos (Little Golden Hill). La pirita constituye 50 a 95 % y laenargita aparece comúnmente en concentraciones subordinadas de 0,1 % a 10 % aunque, localmente, pueda alcanzarhasta 45 % en volumen. La pirita contiene inclusiones micrométricas de estanita y rutilo, mientras que la enargita deluzonita-estibioluzonita, sulfosales de Cu-Bi-Mo, telururos de Au-Ag, Fe, se encuentran además en la mena esfalerita,galena y raramente, calcopirita. Adicionalmente, barita, cuarzo, alunita y wolframita llenan microcavidades en la menamasiva. En los cuerpos de mineralización semi-masiva (Three Hills y Big Golden Hill), la pirita (2 a 45 %) y,subordinadamente enargita, ocurren como granos de 1 a 2 mm de dimensión, diseminados y en masas irregularesasociados a cuarzo, caolinita, isomorfos de alunita y barita. Esta mineralización por sus relaciones texturales ytrasformaciones sufridas durante el proceso de mineralización y alteración fueron relacionadas a dos estadios enTorres, 2000. El oro, en su estado nativo y como granos libres, no fue observado en el estadio I, posiblemente por el bajo contenidode las muestras investigadas (0.94 g/t Au) o por el hecho más probable, de la ocurrencia del oro en forma sub-microscópica. Con dimensiones entre 1 y 20 mm, irregulares y redondeados, generalmente se asocian a la pirita

recristalizada del estadio II, rellenando cavidades o en contacto brusco con sus bordes. La concentración de Ag engranos de oro varÍa de 15 a 34 %. La covelita ocurre como agregados finos en los bordes de la enargita o la corta enforma de vetillas, así como rellena cavidades en la pirita, siendo interpretada como de origen supergénico. PRINCIPALES TEXTURAS DE LA MINERALIZACIÓNEn las muestras seleccionadas de los pozos GH 64, GH 135 y GH 16 de los cuerpos minerales Three Hills, BigGolden Hill y Little Golden Hill, fueron observadas texturas bien preservadas de la pirita, tales como: en concreciones,framboidales y colomórficas, características de formación inicial a bajas temperaturas a partir de solucioneshidrotermales sobresaturadas en S y Fe (Gaspar, 1996). Estas texturas primarias (estadio I) gradualmente pasan aestados intermedios de entrecrecimiento y reemplazamiento para un estadio II de pirita recristalizada masiva.

Textura idiomórfica granularLa pirita ocurre diseminada, como cristales euhédricos con tamaños entre 10 mm y 150 mm. Se observa tanto en lasmenas masivas y semimasivas como en las diseminaciones densas de este mineral. ConcrecionesEste tipo de textura es observado en el cuerpo Three Hills, están constituidas por agregados de cristales de pirita pocoagrupados y entrecrecidos con cuarzo microcristalino, formando sub-esferas de dimensiones de 0.5 cm a 2 cm.En este caso van recristalizando los cristalitos de pirita gradualmente hasta su recristalización total a pirita masiva (fig.a).

FramboidalLa pirita forma estructuras esféricas, con diámetros que varían de 15 mm a 40 mm, constituidas por agregados decristales cúbicos, con dimensiones uniformes en torno de 1 mm, lo que le confiere una textura framboidal.La pirita tardía (estadio II) se desarrolla como cristales formando anillos alrededor de los framboides del estadio I. Estetipo de textura es frecuentemente observada en cuerpos de sulfuro masivo y en las zonas localmente más masivasdentro de los cuerpos de sulfuro semi-masivo (fig. b y c).

Fig. c – Masas circulares o colomorficas de pirita de grano fino a grueso entrecrecidos. Tamaño de la barra 10 mm. ColomórficaTanto en las menas masivas con las semimasivas de los distintos cuerpos minerales estudiados presentan este tipo detextura, donde se observa que se forman núcleos circulares de pirita de grano fino a grueso entrecrecido, reflejando elpaso del estadio I al II de mineralización (fig. d).

VetillasAún cuando se han observado macroscópicamente en el testigo de la perforación de los sulfuros de los cuerposminerales de Big Golden Hill, Little Golden Hill y Three Hills, en muchos casos en forma de vetillas paralelas(stringer zones), solamente fue estudiada al microscopio la textura en vetillas de la mena del último cuerpo citado(GH-64/130.95m). En este caso se individualizan redes de vetillas en diferentes direcciones de pirita, en forma decadenitas, que atraviesan las rocas de alteración argílica avanzada cuarzo-alunítica (fig. e ).

ZonadaLa textura zonada fue observada solamente en el estadio I. La pirita muestra los cambios del hábito durante elcrecimiento hasta llegar a convertirse en mena masiva compacta (fig. f).

BrechosaSe distinguieron dos tipos de texturas brechosas: la primera, observada en los sulfuros masivos de Little Golden Hill,en el pozo GH 16/67.0m, está formada por clastos de pirita y enargita en una matriz negra de estos mismos sulfuros(fig. g) las que se consideran que representan fases finales del estadio II. Otra variedad de brecha con clastos de síliceresidual preexistente y de toba silicificada con matriz de sulfuro-cuarzo, fue observada en el cuerpo Three Hills pozoGH 64/129.57 m (fig. h).

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES La microscopía de las menas permitió verificar diversas analogías texturales de la mineralización de Golden Hill,como los framboides de pirita encontrados también, en la parte superior del cuerpo mineral Moore del depósitoepitermal de Au-Ag sulfato ácido, Pueblo Viejo (Kessler et al. 1992 : En Vennemann et al. 1993).

En términos genéticos, los framboides de pirita han sido interpretados en varios trabajos como de origen orgánico(Schneiderhohn 1923; Love 1958; Skripchenko 1970; Locquin et al. 1978: En: England et al. 1993), otros argumentansu formación en secuencias piroclásticas durante el estadio tardío de actividad volcánica, en torno de 280oC (Özgür1985: En Schneider et al. 1988), o por sustitución de vacuolas de las lavas (Rickard 1970). La ocurrencia de horizontessedimentarios con fauna dentro de las volcanitas del área de Golden Hill, indica que hubo condiciones para eldesarrollo de materia orgánica en el ambiente de arco volcánico donde se localiza el depósito. Su no preservación enlas menas, puede ser atribuída a su evaporación o disolución durante la piritización.

Las concreciones de pirita observadas en muestras de pozo del cuerpo mineral Three Hills, hasta el momento no hansido reportadas en la literatura para otros depósitos del tipo epitermal sulfato ácido, sin embargo, similares en sumorfología son descritas en el depósito pirítico estratiforme de Amjhore, Bihar, India (Nair et al., 1984)

Las brechas de matriz negra y blanca evidencian que los fluidos hidrotermales en Golden Hill tomaron lugar al menosdos veces durante el desarrollo de los cuerpos de mena, y son cercanamente comparables con aquellas del depósitoepitermal de Au-Ag-Hg Paradise Peak (Sillitoe et al. 1994), si la brechización intercepta la paleo superficie da lugar ala acumulación de brecha de erupción hidrotermal alrededor de la ventana, según (Hedenquist et al., 1985: En Sillitoeet al. 1994).

La recristalización de la pirita, es interpretada como el resultado de un continuo proceso de recristalización sobre losframboides de pirita, concreciones, texturas colomórficas y zonadas, hasta su recristalización total.

AGRADECIMIENTOSLos autores del presente trabajo agradecemos a la ingeniera María Santa Cruz Pacheco Sarlabous los valiososcomentarios, sugerencias y criticas efectuadas durante la confección del trabajo.

BIBLIOGRAFÍA England, B.M., Ostwald, J. 1993. Framboid-derived structures in some Tasman fold belt base-metal sulphide deposits,New South Wales, Australia. Ore Geology Review 7: 381-412; 1993. Gaspar, O.C. 1996. Microscopia e petrologia de minérios aplicadas à genese, exploração e mineralurgia dos sulfuretosmaciços dos jazigos de Ajustrel e Neves-Corvo. Estudos, Notas e trabalhos 38 : 3-195; 1996. Melling, D.R. 1998. Gualifying report on the Florencia-Jobabo concession and the Florencia sector Camagüey and LasTunas provinces, Republic of Cuba [on line]. MacDonald Mines Exploration Ltd. Disponible en Internet:http//www.macmines.com/geoapril.html. Melling, D.R. 1997. Report of work for the 1996/1997. Period on the Golden Hill exploration area / D. R. Melling ...[et al.].-- 1997.Archivo ONRM. Nair, N.G.K, A. Ray. 1984. Observations on morphology and texture of pirite from Amjhore, Bihar, India / N. G. K.Nair, A. Ray. -- Berlin : Springer-Verlag, 1984. -- p. 43-51 Pérez, M. & Sukar, K. 1997. Granitoides del arco volcánico cretácico de la región central de Cuba (antigua provinciade Camagüey). -- En: Furrazola G., comp. Estudios sobre Geología de Cuba / G. Furrazola, K. Núñez, comp. -- 1. ed.-- La Habana : Centro Nacional de Información Geológica, 1997. -- p. 388-398. Pérez, E. et al., 1998. Interpretación tectónica estructural de los datos geofísicos en la región Ciego de Ávila-Camagüey-Las Tunas / E. Pérez ... [et al.] .-- 1998.Archivo IGP. Rickard, D.T. 1970. The origin of framboids. Lithos, 3 : 269-293; 1970. Roque, M. F., et al. 2001. Prospección para oro en los alrededores de Golden Hill Camagüey. 2001 / M. F. Roque ...[et al.]. -- 2001.Archivo IGP. Schneider, H. J., N. Özgür, C. Palacios. 1988. Relationship between alteration, rare earth element distribution andmineralization of the murgul copper deposit, northwestern Turkey. Economic Geology 83 : 1238-1246; 1988. Sillitoe, R.H., R. C. Lorson. 1994. Epithermal gold-silver-mercury deposit at Paradise Peak, Nevada: ore controls,porphyry gold association, detachment faulting and supergene oxidation. Economic Geology 89 : 1228-1248; 1994. Torres, M. 2000. Evolución de los fluidos hidrotermales en el depósito cupro- aurífero Golden Hill, Camagüey, Cuba.Tesis (maestría)-Universidad de Campinas, Brasil, 2000. Vennemann, T. W., et al. 1993. Stable isotope evidence for magmatic fluids in the Pueblo Viejo epitermal acid sulfateAu-Ag deposit, Dominican Republic. Economic Geology 88 : 55-71; 1993.

CAMPO MINERAL MACLAMA. BREVE CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA YMINERALÓGICA DE LA MINERALIZACIÓN ORO-TELURÍDICA. TIPOS ESPERADOS

DE DEPÓSITOS

Ing. René Lugo Primelles(1)

Ing. Bienvenido Palacios Alvarado (2)

Msc. Mercedes Torres La Rosa(3)

1- Empresa Geominera de Camagüey, Camagüey, Cuba. E-mail: geominera@geomin.cmg.minbas.cu2, 3- Instituto de Geología y Paleontología. Vía Blanca y Línea del Ferrocarril. San Miguel del Padrón. Ciudad de LaHabana. 11000 Cuba. E-mail: (2) moreno@lacemi.cu (3) mercy@lacemi.cu

RESUMEN

El campo mineral Maclama, anteriormente denominado “Coto aurífero Jobabo”, de unos 10 Km2 de extensión, es unenclave con historia minera desde la década del 30 del pasado siglo XX. Se encuentra situado a 11 Km al SSW deGuáimaro y a 8 Km oeste del depósito de oro-cobre Golden Hill. Durante los años 1995-97 se realizaron trabajos deprospección en el área (Asociación MacDonald Mines & Geominera S.A.), los que confirmaron sus ampliasperspectivas de localización de distintos tipos de yacimientos minerales auríferos de rendimiento económico.Con los resultados obtenidos y su integración con datos de trabajos anteriores, se confirma la presencia de lamineralización epitermal oro-telurídica predominante para el campo mineral Maclama, la cual está presente tanto enlas vulcanitas basálticas de la formación Guáimaro como en las vulcano-sedimentarias de la Fm. Piragua, que vienenen contacto discordante con las primeras, en donde existe un complejo de fallas ampliamente desarrollado dedirecciones NE, NW y NS, donde posiblemente las dos primeras propiciaron el ascenso de las soluciones hidrotermalesmineralizantes y la deposición metálica en las secuencias presentes. De este modo se sugiere la presencia de lamineralización oro-porfírica, de skarns auríferos, de vetas epitermales de baja sulfidación y del tipo Carlin, comoguías para futuras investigaciones. ABSTRACT

The Maclama Mineral Field, named before “Coto aurífero Jobabo”, that covers about 10Km2 area, is located 11Kmsouth-southeast of Guáimaro and 8Km due West of Golden Hill Cu-Au Deposit. It has a mining history since the1930’s. During 1995-97 period MacDonald Mines Ltd. & Geominera S.A. carried out prospecting works in thisprospect, that confirmed high potential to find out several types of gold ore deposits.With this results and their integration with previous data, it is confirmed the dominant presence of epithermal goldtelluride mineralization in the Maclama Mineral Field, which is present as well in the volcaniclastic basaltic rocks ofGuáimaro Fm. , as in the volcano-sedimentary rocks of Piragua Fm. , discordant related to the mafic sequence, underthe well developed fault systems of NE, NW and NS trends, that contribute to the ascent of the hydrothermal mineralisedfluids and metal deposition in both sequences of rocks. In that way, the authors suggest the presence of gold-porphyry,gold skarns, low sulphidation epithermal veins and Carlin Type mineralization, as a guide for further explorationworks. INTRODUCCIÓN

El campo mineral Maclama es un enclave con historia minera desde los años ¨30 del pasado siglo XX, cuando tuvolugar la pequeña minería de oro en varios cuerpos, minerales de este sector. Las investigaciones geológicas sesucedieron con carácter intermitente también después del triunfo de la Revolución, alcanzando algunos sectores del áreael grado de estudio de prospección evaluativa, con abundantes perforaciones, laboreos mineros superficiales, pozosmineros, geoquímica y geofísica.

Con la introducción de las asociaciones económicas internacionales en la rama geológica, a través de Geominera S.A.con un grupo de compañías extranjeras, la canadiense MacDonald Mines Ltd se asocia para la investigación en laconcesión denominada Florencia-Jobabo (unos 2000 Km2 que van desde Guáimaro hasta la ciudad de Las Tunas),incluye el prospecto Maclama, y se ejecutaron 27 pozos de prospección, mapeo geológico, geoquímica y geofísica envarios métodos (magnetométrico, electromagnético, polarización inducida).El pozo M-10 representativo de la Fm. Guáimaro en la Loma Maclama, corta 82.58m de las vulcanitas de estaformación, con mineralización promedio de 0.6 g/t Au, incluyendo dos zonas de mayor enriquecimiento: 7.70-12.77m(5.07m) con 1.95 g/t Au y 62.60-74.95m (12.35m) con 1.50 g/t Au.El muestreo fue realizado para estudios petrográficos, petroquímicos y mineralógicos, estos últimos fueron hechos en laUniversidad de Campinas, Estado de Sao Paulo, Brasil; en tanto la petrografía se hizo en el IGP y los análisis químicosse realizaron en el laboratorio de la Empresa Geominera de Villa Clara. Para este trabajo investigativo se prepararon untotal de 25 muestras para análisis químicos, repartidos desde la profundidad de 4.95m hasta los 145.65m en el fin delpozo M-10. Se realizaron además 40 secciones delgadas para la caracterización petrográfica del corte y un total de 10análisis de secciones delgadas-pulidas por el microscopio electrónico de barrido (SEM/EDS). CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA, PETROGRÁFICA, GEOQUÍMICA Y MINERALÓGICA. TIPOS DEDEPÓSITOS ESPERADOS En el campo mineral Maclama se desarrollan las vulcanitas básicas de la formación Guáimaro (K1 ap-K2 cm), quevienen en contacto discordante-transgresivo o tectónico con las rocas vulcano-sedimentarias medias a medio ácidas dela formación Piragua (K2 t-cp), como se muestra en la (fig. 1), los contactos entre las formaciones se interpretan comodiscordantes y transgresivos para el caso de la sucesión de depósitos más viejos a más jóvenes, y por fallamiento decarácter inverso en el caso de la presencia de la Fm. Guáimaro (más vieja) sobre la Fm. Piragua.La Fm. Piragua en el corte de este sector incluye los sedimentos tobáceos carbonatados predominantes, de grano fino amedio, con significativos horizontes de jaspes hematito-silíceos, calizas fosilíferas en muchas ocasiones marmolizadas,skarnificadas y mineralizadas, y rocas volcánicas félsicas ácidas a medias.Las manifestaciones auríferas Georgina, Iron Hill, Abucha, Flancos NW y SE de Georgina y Anomalía Ag-3, selocalizan dentro de los límites de esta formación.La formación Guáimaro (K1 ap- K2 cm) se desarrolla por todo el sector, englobando las franjas estrechas y alargadas endirección NW de las secuencias de la Fm Piragua. Dentro de los límites del campo mineral, son mayormentepredominantes las secuencias lávicas y lavoclásticas de composición basáltica y menos andesito-basáltica hastaandesítica, apareciendo en forma subordinada las secuencias tobáceas características de esta formación.Las rocas intrusivas descritas dentro de los límites del sector, son el pequeño stock de composición diorito-monzoníticoy los diques de porfidos andesíticas plagioclásico-hornobléndicas y de composición diorito-cuarcífero a granodiorítica.

CARACTERIZACIÓN PETROGRÁFICA Y GEOQUÍMICA DEL CORTE DEL POZO M-10 DE LOMAMACLAMA La columna litológica del pozo M-10 (Maclama) se caracteriza por una composición básica sostenida hasta laprofundidad de 109.0 m, representada por basaltos (andesito - basaltos) transicionando entre variedades espilíticas eintersertales hasta texturas más hialinas, observándose hacia el final de este intervalo la intercalación de rocas tobáceas(tufitas) de texturas limolíticas, con contenido de microorganismos (foraminíferos planctónicos) de hasta el 10 %.La continuidad de la columna hasta la profundidad de 145.65 m, esta representada por la alternancia de varias litologías,andesita, toba cristalolítica fina y brecha basáltica, intercaladas con el basalto, entre las que encontramos un dique depórfido diorítico.Debe mencionarse que hacia la superficie predominan las texturas espilíticas, y a profundidad la textura intersertal esmás característica (fig. 2).

Fig 2 – Basalto de textura intersertal, pozo M-10/ 53.6 m Las alteraciones hidrotermales ocupan un papel determinante en la historia evolutiva del área, determinando undesarrollo paragenético localmente representado por una metasomatosis subalcalina (Fe - Mg - Ca) de pocaprofundidad, identificándose minerales característicos de los procesos de propilitización, para los niveles más bajos detemperatura, es decir, asociaciones pertenecientes a las facies epidoto - clorito - feldespáticas, acompañadas por eldesarrollo de carbonato y sericita. Mientras la presencia de albita señala un incremento en la alcalinidad del fluidohidrotermal, la presencia relativamente sostenida de carbonato y cuarzo indican una alta carbonización y acidez de lassoluciones hidrotermales.Según el estudio detallado de la columna del pozo M-10, analizando fundamentalmente los productos mineralesresultantes de las alteraciones hidrotermales se puede observar como la asociación clorita - carbonato se mantiene entodos los niveles, no obstante es posible individualizar dos zona metasomáticas (de abajo hacia arriba):1. Desde la profundidad de 145.65 m hasta 85.0 m. La paragénesis guía está dada por el par clorita - carbonato con

participación subordinada de sericita, cuarzo, epidota, celadonita y biotita verde.La presencia de la biotita asociada generalmente a una facie más intensa (epidoto - actinolítica), ocupa una posiciónmuy subordinada con respecto al contenido de los demás minerales.Los minerales metálicos se mantienen en rangos de 5-10 %, hallándose representados fundamentalmente pormagnetita, con desarrollo de titanomagnetita hacia las zonas más profundas.Los minerales accesorios no abarcan más del 1 % y se encuentran como pequeños cristales de apatito y esfena, aveces polvillo leucoxénico.Toda esta secuencia es atravesada por finas vetillas ocupadas generalmente por calcita y más ocasionalmente pormaterial silíceo, ópalo y zeolitas.

2- Desde 85.0 m hasta 4.95m. Este intervalo se caracteriza por la presencia de albita - epidota (< clinozoizita) - clorita -cuarzo - calcita (+ ankerita?) - sericita. Los minerales, tipo montmorillonita, son muy escasos, al igual que laactinolita. Esta última cuya importancia radica en que determina facies metasomáticas de temperaturas más altas(facie epidoto - actinolítica, facie epidoto - actinolito -feldespática), solo está presente en un intervalo muy reducidodentro de la columna (< 2 m) por lo cual los datos que aporta no llegan a ser determinantes en este análisis.La seudomorfosis de los diferentes minerales componentes de la roca para toda esta secuencia está enmarcada por lapresencia casi constante de la asociación albita - clorita - epidota (± sericita ± cuarzo), de la cual los tres primerosminerales determinan un tipo de facie metasomática, permiten definir valores aproximados de temperatura,comprendida en rangos de 230 0 C, además el desarrollo de la epidota se relaciona con profundidades superiores a los550 m, lo cual indica debido a la presencia de este mineral en los niveles más superficiales de la columna laposibilidad de un corte erosivo muy intenso para el área.El paquete inferior del corte desde 85.0m hasta el fin del pozo, como se puede observar en la Tabla 1, representa losbasaltos de más bajo contenido de sílice, a la vez que presentan un total de la suma de álcalis menor o cercana al 4%, en tanto el paquete superior (desde la superficie hasta los 85.0m), presenta contenidos de sílice entre los basaltos y

andesito-basaltos, que tienen una tendencia alcalina potásica clara, donde la suma de los álcalis alcanza 8.5 % y elK2O oscila entre 4 – 7 %.La variabilidad observada en el contenido de SiO2 del paquete superior, está condicionada a la presencia (o ausencia)del cuarzo rellenando intersticios y amígdalas, en forma de sílice amorfa en vetillas y como seudomorfosis de losdiferentes minerales, siempre como mineral resultante de los procesos de alteración.El elevado incremento en el contenido de Kproceso de sericitización que con mayor o menor grado de intensidad se manifiesta a través de toda la columna y alproceso de albitización de las plagioclasas, debiendo ser señalado como esto se hace visible a partir de los 90 m.,donde junto al debilitamiento del proceso de sericitización se observa la caída brusca en el contenido de K2O.El CaO caracteriza fundamentalmente (y en conjunto con el CO2) la presencia del carbonato, pero se relacionatambién con los procesos de epidotización y en menor proporción el desarrollo de la esfena.

Tabla 1. Resultados de análisis químicos del pozo M-10, Maclama.

No.Mtra

Prof.

Roca SiO2 TiO2 AL2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 CO2 P.P.I

1 4.95 m Basalto 52.92 0.90 16.32 8.17 0.11 2.83 4.76 4.48 3.36 0.56 4.28 5.292 7.30 m Basalto 51.92 0.92 16.68 6.71 0.19 2.76 5.04 2.78 4.95 0.56 4.90 6.423 11.90 m Andesito-

basalto57.86 0.46 16.98 6.96 0.10 2.79 5.18 3.40 0.60 0.29 3.03 3.59

4 15.55 m Toba litovítrica 49.96 0.95 16.66 8.65 0.17 3.70 6.72 0.33 3.99 0.56 5.17 7.695 16.75 m Basalto

alterado54.06 0.77 14.77 7.08 0.14 2.93 6.30 0.66 3.80 0.67 5.08 7.85

6 18.25 m Basalto 52.56 0.92 15.80 7.68 0.14 3.52 6.02 1.19 3.75 0.52 4.81 7.457 19.30 m Basalto 48.44 0.84 14.71 7.44 0.14 2.00 7.56 0.95 7.20 0.52 5.35 6.768 22.35 m Roca alter.

skarnóide?54.54 0.79 13.62 6.71 0.16 1.47 8.83 0.24 4.46 0.49 5.17 5.19

9 33.00 m Basaltoalterado

60.70 0.84 14.59 6.84 0.03 1.30 2.52 3.25 5.14 0.86 2.85 3.06

10 39.90 m Basaltoalterado

56.26 0.81 14.23 7.80 0.08 2.46 4.20 1.21 6.21 0.70 2.58 4.30

11 41.41 m Hialobasalto 51.84 0.95 16.28 9.01 0.10 3.62 2.24 0.60 5.17 0.80 3.21 6.2712 42.30 m Basalto

alterado57.42 0.77 13.90 8.05 0.09 2.89 3.78 2.19 3.99 1.48 2.94 4.99

13 47.85 m Basalto alterado 51.70 0.88 14.69 6.23 0.12 1.50 9.38 0.62 5.39 0.56 4.37 4.3015 51.00 m Basalto 48.78 0.73 14.68 12.65 0.10 1.30 8.26 1.46 4.18 0.47 3.39 7.0517 58.00 m Basalto 50.58 0.95 17.81 7.68 0.17 2.64 5.46 2.67 5.83 1.04 3.92 4.3220 71.65 m Basalto 48.46 1.09 19.11 7.20 0.09 2.51 5.60 2.67 5.17 1.18 4.01 5.2423 78.90 m Basalto 48.88 0.73 13.56 12.22 0.17 2.16 5.60 1.74 5.83 0.52 4.01 7.4126 95.00 m Hialobasalto 44.06 0.54 11.41 8.89 0.13 5.78 11.21 1.55 2.24 0.37 10.08 11.4329 109.00 m Porfido

diorítico50.88 0.99 17.79 9.62 0.14 3.94 7.42 3.03 0.46 0.26 3.92 4.01

30 114.00 m Andesita 52.42 0.84 16.75 8.17 0.13 3.31 5.60 3.66 0.98 0.27 4.55 5.6131 116.45 m Basalto

piroxénico46.22 0.54 11.53 10.23 0.14 7.62 11.63 1.17 2.24 0.36 4.64 5.70

33 129.60 m Tobacristalolítica

48.48 0.55 12.18 10.35 0.02 6.83 8.26 3.11 1.28 0.22 4.64 5.68

34 133.50 m Basalto 47.68 0.61 12.87 10.71 0.06 5.80 10.09 2.85 3.01 0.30 3.92 4.0235 144.45 m Brecha

basáltica44.62 0.52 10.40 10.10 0.09 5.35 12.05 1.35 2.71 0.31 7.31 10.83

36 145.65 m Brechabasáltica

41.46 0.66 13.72 12.22 0.08 8.25 9.67 1.28 2.10 0.23 4.82 7.26

MINERALOGÍA DE LA MENALa mineralización aurífera, que se desarrolla tanto en vetas y vetillas como diseminada, se caracteriza por la siguiente

paragénesis mineral: pirita, calcopirita y subordinadamente esfalerita, galena, magnetita y hematita, Entre lassulfosales se han determinado tetradimita, rickardita, petsita, altaita, melonita, telururo-bismutita y calaverita. El oropuede ser desde muy puro, como en Iron Hill (López et al, 1989) hasta muy cercana al electrum (muestra de 22.35m, la tabla 2).

Tabla 2. Resultados de análisis por el microscopio electrónico de barrido SEM.PozoM-10

Au Ag Te Pb Ni Bi Cu Fe S

22.35 m Oro (electrum) 70.85 29.15 53.60 m Calcopirita CuFeS 22.18 28.02 49.80

53.60 m Calcopirita-Tetradimita

BiTeS 6.51 3.60 11.37 27.00 51.51

53.60 m Calcopirita-Rickrdita

Cu4-xTe3 12.84 32.76 6.10 48.31

53.60 m Teluro-bismutita

Bi2Te3 60.32 39.68

53.60 m Petsita Ag3AuTe 18.24 47.82 33.94 53.60 m Petsita Ag3AuTe 17.77 46.49 32.95 2.79 53.60 m Petsita Ag3AuTe 16.11 44.24 32.35 7.30 53.60 m Altaita PbTe 47.69 45.74 53.60 m Melonita NiTe 68.26 31.74

En la pirita compacta recristalizada en forma de masas irregulares, se desarrollan los telururos y sulfosales. Latetradimita, mineral que forma el telururo de bismuto, es observada en paragénesis con la calcopirita bordeando losgranos de esta. Las diferentes relaciones observadas de los telururos y sulfosales con los minerales principalesformadores de la mena se observan en las figuras 3 y 4.

TIPOS DE DEPÓSITOS ESPERADOS Atendiendo al ambiente geólogo-estructural que se presenta en el campo mineral Maclama, donde se individualiza unpequeño stock débilmente diferenciado de composición diorito-monzonítico y relativamente amplia distribución dediques de composición andesítica y dioríto-cuarcífero a granodiorítica, productos magmáticos intrusivos con relacióngenética y espacial directa con la presencia de las zonas mineralizadas auríferas, caracterizan el entorno como altamentepropicio para la localización de cuerpos minerales de rendimiento económico de variados tipos.Tomando en cuenta los resultados obtenidos y de trabajos previos, se considera altamente probable la presencia de lossiguientes tipos de depósitos: de oro porfírico, de oro en skarns, de filones epitermales oro-telurídicos pobres en metalesbase y de oro hospedado en rocas sedimentarias carbonatadas del tipo Carlin (fig. 5).

El argumento para sustentar la propuesta de localizar depósitos de oro porfírico radica en que las condiciones geólogo-estructurales para su emplazamiento están dadas, según se observa en las figuras del texto, a lo cual se une la presenciade la mineralización aurífera en pozos antiguos en este entorno (Mamedov et al, 1989, Alemán et al, 1994, Melling etal., (1997), los cuales requieren de una reevaluación con la óptica actual, como de hecho se necesita para todos losresultados de los trabajos antiguos en este campo mineral.Se considera la posible presencia de dos tipos de skarns: silíceos, hospedados en las vulcanitas básicas de la Fm.Guáimaro, los cuales tienen un pronóstico incierto, al igual que los que se han observado en el campo mineral Guáimaro(Lugo et al,1998), donde la mineralización tiene muy alta dispersión. Por el contrario, las condiciones para definircuerpos minerales auríferos en las calizas marmolizadas de la Fm. Maclama son realmente altas, considerando el hechoque el cuerpo mineral de Georgina fue desde antaño objeto de explotación, a lo que se añade la presencia de otras zonasminerales y cuerpos en este tipo de roca huésped (Flancos NW y SE de Georgina, Abucha y Ag-3), que se investigaron anteriormente. Los depósitos epitermales filonianos de cuarzo-oro-sulfuros ocurren en la periferia de intrusiones de los sistemasporfíricos de Cu-Au (Lowell y Guilbert, 1970) y pueden ser explotados localmente a pequeña escala, como es el casode las vetas periféricas de Bingham Canyon, Utah, USA. En el caso de Loma Maclama se dan ambas situaciones:tiende hacia el ambiente porfírico geotermal y fue en una época explotado con resultados satisfactorios. En este caso,

los resultados de las investigaciones presentados, permiten clasificarlo como un depósito epitermal oro-telurídico pobreen sulfuros de metales base (tiene un pronóstico de recursos de 4t en el sector evaluado de Loma Maclama, segúnMelling et al., (1997).Es, a juicio de los autores, el de mejores perspectivas para la evaluación del mayor volumen de reservas con unvolumen limitado de trabajos investigativos en el futuro.Los depósitos del tipo Carlin de oro extrafino se localizan en rocas sedimentarias estratificadas de grano fino,carbonatadas y carbonosas, en las cuales se distinguen horizontes de jasperoides, los que sirven de pantalla deentrampamiento de los fluidos mineralizantes ascendentes, en una posición distal de la fuente magmática. En lassecuencias de la Fm. Piragua presentes en el área, se dan estas condiciones mínimas e incluso desde antiguo se conocela presencia del pequeño yacimiento Iron Hill, que fue parcialmente explotado, el cual tiene morfología de filónconforme con la estratificación y adyacente a un horizonte de jaspes. Los trabajos de Melling et al., (1997) también seencaminaron correctamente hacia la búsqueda de este tipo de mineralización y varios de los pozos cortaron algunasintersecciones auríferas. Los trabajos deben continuar en el futuro. CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES En el campo mineral Maclama se diagnostica la factibilidad de localizar depósitos minerales de los tipos: oro porfírico,oro en skarns, filones epitermales oro-telurídicos pobres en metales base y hospedados en sedimentos tipo Carlin, de loscuales se puede definir en la mayor brevedad un depósito económico del tipo filoniano en Loma Maclama, con un gastoóptimo de recursos.Los tipos de depósitos esperados responden a un sistema geotermal único, que requiere de ulteriores investigaciones desu ambiente porfírico y de los skarnes, ya que las características de los fluidos mineralizantes para los filones de bajasulfidación y tipo Carlin son prácticamente semejantes.Se impone la realización de trabajos de reevaluación de las investigaciones anteriores para la planificación óptima detrabajos futuros. BIBLIOGRAFÍA Afifi, A. M., W. C Kelly, E. J Essene. 1988. Phase relations among tellurides, sulfides, and oxides: I. Thermochemicaldata and calculated equilibria. Economic Geology 83 : 377-394 ; 1988. Afifi, A.M., W. C., Kelly, E. J Essene. 1988. Phase relations among tellurides, sulfides, and oxides: II. Applications totelluride-bearing ore deposits. Economic Geology 83: 395-404; 1988. Alemán, J. I., et al. 1994. Informe sobre los resultados del TTP Cálculo de reservas y recursos pronósticos en lasmanifestaciones Georgina, Abucha y otras intersecciones minerales en el sector Jobabo / J. I. Alemán ... [et al.] -- 1994. Corbertt, G. .J. 1995. S. W. Pacific Rim Au / Cu systems: structure, alteration, and mineralization / G. J Corbertt, T.M.Leach. -- Vancouver : University of British Columbia, 1995. -- 150 p. -- (Short Course Manual ; 17). López K., J., et al. 1989. Hallazgo de mineralización de telururos de oro y níquel en la manifestación aurífera Iron Hill.Implicaciones para el pronostico. Boletín Técnico: Geología 6 (1) : 14- 29; 1989. Lugo, R., et al. 1998. Geología y metalogenia del campo mineral Guáimaro. Enfoque actual. -- En: Congreso Cubano deGeología y Minería (3. : 1998 : La Habana). Geología y Minería ’98 : Memorias. -- [La Habana : Centro Nacional deInformación Geológica, 1998]. -- t. 1, p. 390-393. Mamedov, V., et al. 1989. Informe de las búsquedas evaluativa en la región del grupo de manifestaciones Jobabo / V.Mamedov ... [et al. ] ; Empresa Geominera Camagüey. -- 1989. Archivo ONRM.

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