Yacimiento Matahambre
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El yacimiento Matahambre es un un depósito cuprífero de tipo exhalativo sedimentario, que posee contenidos de cobre que oscilan entre 0.5% y 5%. En el mismo también existen pequeñas cantidades de plomo y zinc. La actividad minera en Matahambre comenzó alrededor de 1912 y actualmente la mina se encuentra cerrada. Los datos que se presentan son una revisión de las características geológicas del depósito, obtenidas a partir de una densa red de sondeos, así como la descripción de la mineralogía del mismo. Los análisis mineralógicos se realizaron en parte en Pinar del Río (microscopía óptica de luz reflejada) y en Barcelona (microscopía óptica de luz reflejada y microscopía electrónica de barrido con análisis de energías).
Sumario
Generalidades
El yacimiento Matahambre, conjuntamente con Cuerpo 70, Mella, Nieves y varias manifestaciones minerales de pequeño tamaño, forma parte del Campo Mineral Matahambre. La mina Matahambre es una de las explotaciones más profundas de América, alcanzando los 1553 metros en el nivel 45. Durante más de 75 años este depósito ha estado en explotación continua para la obtención de un concentrado de cobre al 30 % por el método de beneficio de flotación, a partir de la calcopirita, mineral principal. En este período se han llegado a explotar hasta 3 Mt de mineral cuprífero, a razón de un promedio de 65.000 tm anuales, con una ley promedio de 5% en Cu. En conjunto, se calcula que el depósito comprendía unos 15 Mt (Whitehead et al., 1996). En la actualidad esta mina está inactiva.
A pesar de que el Yacimiento Matahambre fue descubierto accidentalmente en 1912 en base a afloramientos superficiales de malaquita, no fue hasta 1936 en que el geólogo norteamericano E. Pennebaker realizó el primer trabajo geológico de detalle, titulado “Ore Deposits of Minas de Matahambre”. La siguiente etapa contempla estudios que parten de este informe minero, y abarca el período desde 1936 hasta 1944. Esta última fecha marca el descubrimiento de la zona cuprífera denominada 44, así como del cuerpo de pirita y polimetálicos denominado cuerpo 70. Posteriormente investigaron en la zona los geólogos Shanon (1952), Poplavski (1964), Malinovski (1967), Stohl (1963), Orobey (1965), Laverov (1967), Kriukov (1968), Litavec et al. (1970), entre otros. Estos trabajos contribuyeron a clarificar las condiciones geológicas y mineras del yacimiento. Además del yacimiento Matahambre, en Cuba Occidental existen un gran número de depósitos minerales de Pb-Zn-Cu, barita y manganeso, algunos de los cuales se encuentran actualmente en explotación (Feoktisov et al., 1983).
Situación geográfica y geológica
Situación geográfica
El campo mineral Matahambre está situado en la parte noroeste de la Provincia de Pinar del Río, al oeste de la isla de Cuba. Según la división política administrativa pertenece al municipio Minas de Matahambre. Se encuentra a 46 Km al norte de Ciudad de Pinar del Río, con la cual se comunica a través de varias carreteras asfaltadas. El sector estudiado se encuentra en una región de relieve denudado de bajas montañas que pertenece a la Sierra de los Órganos, la cual se extiende dirección SW-NE a través de toda la provincia. El relieve presenta una cadena de cuestas bajas extendidas conforme al rumbo general de las estructuras geológicas (noreste) con crestas laterales bien contorneadas de rumbo noroeste y sureste. Las divisorias de las aguas son estrechas con cimas agudas, mientras que el descenso general del relieve y el afloramiento de sus formas se observa en el rumbo noreste. Las crestas más altas son las elevaciones Matahambre (243 m) y Rogelia (256 m). Las más bajas corresponden al valle del río Matahambre. Las cimas y pendientes están cubiertas por bosques de pinos, en menor proporción, eucaliptos y otros arbustos tropicales. En los valles Limonar y Matahambre se desarrolla la agricultura y se encuentra asentada la mayor parte de la población.
La mina cuenta con tres pozos en superficie y un pozo ciego, siendo el principal el No. 2, con las coordenadas Lambert Cuba Norte: X = 197 579; Y = 309 937. Sus coordenadas locales son: N = 6050; E = 4180.
Situación Geológica
El distrito metalífero del noroeste de la Provincia de Pinar del Río, en el oeste de Cuba, se encuentra situado en una cuenca sedimentaria de edad Jurásica-Cretácica. Los depósitos de esta zona han sido interpretados como pertenecientes al tipo sedex (Valdés-Nodarse et al., 1993; Simón, 1995; Maynard y Morton, 1995) en base a criterios de campo. El depósito Matahambre es el de explotación más antigua, y se encuentra encajado en las rocas de la Formación San Cayetano, de facies deltaica, la cual está constituida por areniscas, lutitas y esquistos. Esta formación, a su vez, pertenece al Terreno Guaniguanico (Iturralde-Vinent, 1996a,b; Fig. 1). La estrecha relación de la mineralización con las rocas sedimentarias de estas unidades estratigráficas precisa trazar con un cierto detalle la estratigrafía y la deformación de las correspondientes unidades, aspecto que se realiza en los siguientes apartados.
Estratigrafía y litología
La secuencia sedimentaria mesozoica de Cuba Occidental presenta importantes cambios laterales de potencia y de facies (véase, por ejemplo, Pszczókowski, 1978), que han sido interpretados como inducidos por tectónica extensional en un margen continental.
El campo Matahambre se encuentra dentro de las secuencias estratigráficas más occidentales del Terreno Guaniguanico. Esta región, en sentido general, se caracteriza por la presencia de rocas siliciclásticas aluvio-deltaico-marinas del Triásico (?) al Jurásico Oxfordiense Temprano, que se sustituyen hacia arriba por rocas marinas carbonatadas, con estratos siliciclásticos intercalados, que datan del Oxfordiense Medio al Cretácico Cenomaniense-Turoniense. Estas últimas facies se formaron a profundidad muy variable, desde aguas someras hasta aguas relativamente profundas (Iturralde-Vinent, 1996b).
El campo mineral Matahambre está constituido por los depósitos Nieves, Mella, Matahambre y Cuerpo 70, además de varias manifestaciones de pequeño tamaño. Algunos depósitos (Matahambre, Cuerpo 70 y Mella) están encajados en rocas de la Formación San Cayetano, de edad Jurásico inferior a medio (J1 -J2); otros, como Nieves, en el Miembro Castellano, la parte superior de la Formación San Cayetano.
Cobiella (1996) ha realizado la sistematización de las diferentes unidades sedimentarias del mesozoico de Cuba Occidental. En las series trazadas se distinguen importantes cambios laterales de facies y de potencia. Se describen a continuación las unidades más importantes, con especial atención en las de la Sierra del Rosario, de base a techo.
Formación San Cayetano
La Formación San Cayetano está formada por potentes secuencias areno-arcillosas de aguas someras que alternan rítmicamente. Los ritmos, en lo fundamental, están compuestos de areniscas, lutitas y esquistos. En la parte alta de la formación San Cayetano se ha catalogado un contenido faunístico que data el Oxfordiense Medio (Myczyski y Pszczókowski, 1976), aunque la edad de la base es ambigua, pudiendo encontrarse en el Jurásico Inferior (Areces-Mallea, 1991) o incluso en el Triásico (Iturralde-Vinent, 1988). La Formación San Cayetano se interpreta en el sector de la Sierra de los Órganos como depósitos de llanura costera aluvial, que recibían aportes detríticos desde el sur; en la Sierra del Rosario se desarrolla un flysch con turbiditas proximales (Haczewski, 1976). Es en la formación San Cayetano donde se disponen la mayor parte de los depósitos sedex de Cuba. Por otra parte, cabe destacar que en diversas zonas de la cordillera de Guaniguanico estos materiales intercalan coladas y sills de rocas máficas (Cobiella, 1996).
El Yacimiento Matahambre se encaja en las rocas de la subformación inferior de la Formación San Cayetano. Esta unidad, en la zona del depósito, convencionalmente ha sido subdividida, de abajo hacia arriba, en 7 series bien diferenciadas (Pennebaker, 1936). Estas son las siguientes:
a) Serie areniscas del yacente. Está compuesta por capas finamente estratificadas de areniscas con intercalaciones esporádicas de lutitas. La potencia alcanza 300-400 m con tendencia a la disminución hacia el suroeste.
b) Esquistos del Este. Esta serie está compuesta en su mitad inferior por argilitas y areniscas de grano fino. En su parte superior está representada predominantemente por esquistos de composición arcillosa con intercalaciones de capas aisladas de areniscas de grano grueso, con potencia de 3-10 m. La serie tiene un espesor total que oscila entre 400-600 m, aumentando en dirección al suroeste.
c) Serie Matahambre. En los límites de la mina, esta serie está formada por dos potentes horizontes de areniscas de aproximadamente 50-60 metros y dos horizontes de esquistos con intercalaciones de areniscas, las cuales van aumentando paulatinamente con la profundidad. La potencia de la serie oscila entre 120 y 180 m.
d) Serie Ruiseñor. Es el horizonte mejor definido en la parte central y noreste del yacimiento, pudiéndose considerar como horizonte clave dentro de ciertos límites. En la zona de los laboreos mineros está formada por gruesas capas de areniscas y cuarcitas con intercalaciones de esquistos carbonosos. Estas intercalaciones juegan un papel importante en la formación de la estructura tectónica de Matahambre en la etapa del plegamiento, pues actúan como niveles de despegue de cabalgamientos. Por esta razón, el contacto entre los esquistos y las areniscas está muy a menudo tectonizado. La potencia estimada de esta unidad es de 180-220 metros.
e) Serie Pozo. Este complejo aparece en la superficie con paquetes de esquistos arcillosos y carbonoarcillosos con frecuentes intercalaciones de areniscas. En los laboreos mineros presenta un carácter análogo también. La potencia de esta serie oscila entre los 200-250 m.
f) Serie Laguna. A diferencia de las anteriores series, ésta se caracteriza por la presencia de lutitas con intercalaciones de esquistos, lo cual se puede apreciar fácilmente en la parte superior del yacimiento. Su potencia alcanza unos 500 m.
g) Serie Esquistos del Oeste. La Serie Esquistos del Oeste está constituida por un complejo estratificado de areniscas y esquistos, descrito en detalle por Litavec et al. (1970). Estas rocas se sedimentaron en aguas de poca profundidad, apareciendo a veces estratificación cruzada y huellas de oleaje en los planos de estratificación, cambios faciales intensos y una potencia variable en los diferentes horizontes. En general se caracteriza por la presencia de abundantes componentes de origen orgánico y por piritización, especialmente en los horizontes de grano fino. La potencia de la serie es de 50 m. Las areniscas son fundamentalmente cuarzosas (en un 90 %), de color gris verdoso y de grano fino a grueso.
Series carbonatadas del Jurásico Superior
Se distinguen dos formaciones, que representan cambios laterales de facies en la sedimentación: la Formación Artemisa en la Sierra del Rosario (Oxfordiense Medio-Berriasiense) y las formaciones Jagua y Guasasa en la Sierra de Los Órganos (Oxfordiense Medio-Titoniense).
La Formación Artemisa puede alcanzar hasta 800 m de espesor, pero presenta importantes cambios laterales de potencia. Es esencialmente carbonatada, y se interpreta como depositada en condiciones hemipelágicas.
La Formación Jagua, con unos 160 m de potencia, forma la base de la serie del Jurásico Superior en la Sierra de Los Órganos. Se trata de rocas carbonatadas con pasadas de sedimentos arcillosos. Esta formación se interpreta como formada en un medio submarino somero. La parte más alta de la serie del Jurásico superior en la Sierra de los Órganos ha sido denominada Formación Guasasa. Presenta unos 650 m de potencia total y consta de dos miembros esencialmente carbonatados (micritas y calcarenitas): el Miembro San Vicente, en la base, y el Miembro el Americano, en su parte alta.
En los tramos basales de las series del Jurásico Superior se encuentran también manifestaciones de rocas intrusivas y efusivas máficas (Cobiella, 1996).
Series Cretácicas
No afloran en la zona estudiada, pero constituyen potentes paquetes de rocas carbonatadas en los sectores anexos.
Series Terciarias
En la zona de la Sierra del Rosario se reconocen diversos materiales de edad Paleoceno tardío-Eoceno (Bralower y Iturralde-Vinent, 1997), agrupados con el nombre de Formación Manacas. Esta formación presenta en su parte inferior series siliciclásticas (Miembro Pica-Pica) y en su parte superior series con olistostromas (Miembro Vieja).
Magnatismo y vulcanismo
La presencia de rocas magmáticas y volcánicas en la región fue inicialmente establecida por Malinovski (1967). En esta zona están exclusivamente confinadas a la escama Limonar, situada en la porción suroeste de la misma. Según dicho autor se trata de coladas, facies explosivas y chimeneas. Cobiella (1996) destaca que en algunos puntos de la Sierra del Rosario existen afloramientos importantes de intrusivos básicos (gabroides) intercalados en los sedimentos del Jurásico, asociados a coladas y diques de rocas máficas. Estos materiales han sido cartografiados con el nombre de Formación El Sábalo, de edad Calloviense-Oxfordiense, la cual puede alcanzar hasta 400 m de potencia. No obstante, en la mayor parte de los afloramientos de series jurásicas, estas manifestaciones ígneas son más limitadas, y los cuerpos son de menor potencia. No obstante, estas manifestaciones se encuentran en la mayor parte de los afloramientos del Jurásico, tanto en las series de San Cayetano como en la parte basal de la Formación Artemisa, y están presentes también en otros afloramientos de rocas de edad Jurásico de Cuba.
Tectónica
La cuenca sedimentaria de edad Jurásico-Paleógena se encuentra afectada por deformación de edad Eoceno Inferior-Tardío; probablemente, la deformación del Terreno Guaniguanico tuvo lugar en varias etapas (Iturralde-Vinent, 1996b). La deformación se realiza en un medio superficial epizonal, traducido en el desarrollo de tectónica tangencial (Piotrowska, 1978) favorecida, asimismo, por la naturaleza de las series (esencialmente pelíticas, con abundantes pasadas de pizarras organógenas).
El campo mineral Matahambre está desarrollado en el flanco noroeste de una escama tectónica de rumbo noroeste y que buza hacia el noreste. En su parte suroeste se encuentra complicado por un sistema de fallas longitudinales regionales que lo cortan con un ángulo agudo (falla Limonar) y asociado a ello una serie de pliegues isoclinales de segundo orden . Según Malinovski (1967) en el área se pueden observar transiciones graduales de las dislocaciones plicativas a disyuntivas en forma de ruptura por cizallamiento surgidas al final del plegamiento. Entre las dislocaciones disyuntivas pueden ser distinguidos dos sistemas: longitudinal, con rumbo noreste, y transversal, con rumbo suroeste (Pérez-Vázquez, 1988).
El sistema longitudinal lo constituyen una serie de fallas concordantes con el rumbo de los estratos pero con ángulo de buzamiento casi vertical, desarrollados en los extremos norte y sur del campo mineral. A este grupo están referidas las fallas Laguna, Manacas, Limonar y otras sin denominación . De todas ellas la mejor estudiada es la falla Manacas que, según los diferentes investigadores, representa una falla de tipo rotacional o falla de charnela con movimientos de diferentes signos de bloques a lo largo de su transcurso.
El sistema de falla transversal posee rumbo suroeste sublatitudinal y buzamiento abrupto de alrededor de 60E-75E hacia el norte noroeste. Estas fallas han sido seguidas por su rumbo hacia el suroeste, donde se cruzan con el sistema de fallas longitudinales pertenecientes al Graben Sinclinal Yuquilla, en cuyos límites se encuentra desarrollado el complejo de rocas magmáticas vulcanógenas.
Al sistema de fallas transversales pertenecen el denominado sistema de fallas Alfa - Beta, localizado en el extremo oeste del campo mineral, así como las fallas 44, 51 y otras de menor importancia y sin nombres . La mutua intersección de los sistemas de fallas antes descritos le dan a la estructura del campo mineral una compleja constitución de estructura de bloques. En el bloque central se encuentra precisamente el Yacimiento Matahambre.
Metamorfismo
Las series de edad Jurásico a Paleógenas han sido afectadas por un metamorfismo regional de edad Eoceno, con características epizonales, con escaso desarrollo de esquistosidad (Iturralde-Vinent, 1996a,b).
Como resultado del metamorfismo regional, las areniscas aparecen más o menos recristalizadas en cuarcitas. Las lutitas, por su parte, devienen esquistos y filitas sericíticas. Las pizarras, originariamente de constitución arcillosa, areno-arcillosa y areno-carbonosa, durante el metamorfismo regional se transformaron en esquistos sericíticos, cuarzo-sericíticos y grafito-sericíticos. Estas últimas rocas presentan abundante material carbonoso y pirita y son de color gris oscuro hasta negro.
Estructura de los depósitos de la mina Matahambre
En la mina Matahambre se tiene acceso a dos tipos de depósitos: filoniano (diversos cuerpos cupríferos que constituyen el yacimiento propiamente dicho, con 13.000.000 t de mena total, como reserva o ya explotada) y estratiforme polimetálico (Cuerpo 70), con unas reservas de mena de Pb+Zn evaluadas en 1.800.000 t (Valdés-Nodarse et al., 1993; Whitehead et al., 1996).
El yacimiento Matahambre representa un tipo muy interesante entre los depósitos de minerales ricos en cobre. La morfología de la mineralización depende del nivel en que se encuentra: zonas filonianas con filones suboparalelos en los niveles más superficiales (con una anchura de la zona mineralizada de hasta 10 m, compuesta por un enrejado de filoncillos de 5 a 20 cm), y filones simples en los niveles más profundos (con una anchura mineralizada entre 30 cm a más de 5 m, que representaría una morfología de rosario). El encajante presenta cloritización y silicificación. Localmente se dan, además, sulfuraciones en el encajante, especialmente si éste es arenoso, en cuyo caso existen ligeras impregnaciones de pirita y calcopirita.
Los cuerpos cupríferos constituyen grupos de filones que están localizados, a su vez, en 4 zonas mineralizadas. Fuera de estos límites es sumamente difícil, por no decir imposible, encontrar cuerpos aislados. Estas zonas, cuyos nombres obedecen al año en que fueron descubiertas o entraron en explotación, presentan formas columnares, tabulares y de filón: zona mineralizada 14, zona mineralizada 19, zona mineralizada 30, zona mineralizada 44 y zona mineralizada Cuerpo 70. Tanto la zona 14 como la 19 y 30 fueron muy poco estudiadas y actualmente se encuentran agotadas.
En general, la peculiaridad más sobresaliente en los cuerpos filonianos es el hecho de que tanto los propios filones como las zonas mineralizadas poseen dimensiones extremadamente mucho menores en sentido horizontal que en sentido vertical, lo que les da una forma de listón. Son además las dislocaciones disyuntivas las que determinan el transcurso y morfología de dichos cuerpos.
Zona mineralizada 14
La zona mineralizada 14 se encuentra localizada en las rocas de la serie Matahambre. Está limitada en la parte noroeste por la falla Ruiseñor del Pendiente; en el sur por las fallas del sistema Alfa - Beta. De esta manera su localización queda circunscrita al bloque, en forma de cuña, que está limitado por los planos de las fallas, cuyo vértice apunta hacia la intersección de los dos sistemas de fracturas principales. La zona está representada por filones calcopiríticos de 3-5 m de potencia, distanciados entre sí alrededor de 10 a 15 metros.
La zona se extiende desde la superficie hasta el nivel 35, es decir más de mil metros, con una extensión promedio por su rumbo de 260 metros y una potencia de cuarenta metros. En la actualidad esta zona está agotada.
Zonas mineralizadas 19 y 30
Por su similitud desde el punto de vista geólogo-estructural, ambas zonas serán descritas simultáneamente. Se encuentran ubicadas en el bloque yacente de la Falla Manacas, dentro de los límites de un área formada por la intersección de esta falla con las del sistema Ruiseñor. Su localización queda limitada a las areniscas de la serie Ruiseñor. Estas zonas no afloran en superficie, manifestándose solamente de forma muy pobre como sectores fracturados y silicificados con escasas vetillas entrecruzadas de sulfuros oxidados. Hacia la profundidad se extiende hasta el nivel 21, es decir unos 640 metros por su buzamiento.
Morfológicamente la zona 19 está representada por estructuras metalíferas en forma de filones separados entre sí alrededor de 10 a 15 metros. Las ramificaciones de las mismas crean un cuadro de estructuras filonianas complicadas. Al norte de la zona se localiza la zona 30. Su longitud por el rumbo es como promedio de 130 metros, con una potencia de 70 metros. La dirección del rumbo general es noroeste y buza 55E al suroeste.
Zona Mineralizada 44
Las rocas encajantes de esta zona lo constituyen la secuencia de los esquistos y areniscas de la serie Esquistos del Este. Desde el punto de vista estructural su posición queda bien definida en el bloque constituido por la intersección de las Fallas Beta, por el suroeste, y por la Falla 44, por el noreste. Esta zona se conoce desde el nivel 14 hasta el nivel 45, es decir desde los 30 metros aproximadamente hasta los 1450 metros de profundidad. Los últimos trabajos realizados en el área del yacimiento atestiguan que esta zona continúa hasta la superficie o muy cercana a ella y también en profundidad, superando probablemente los 1600 metros.
En la superficie la zona se manifiesta en forma de limonitización, desarrollo de filones de sulfuros oxidados, agrietamiento intenso y elevada silicificación.
Zona Mineralizada Cuerpo 70
En el pendiente de las cuatro zonas estudiadas anteriormente se encuentra el depósito estratiforme de sulfuros masivos (Pb-Zn/Cu) denominado cuerpo 70. Esta mineralización, de forma lenticular, se encuentra emplazada entre las pizarras negras de la serie Pozo y las areniscas de la serie Ruiseñor. Se extiende desde el nivel 19 hasta por debajo del nivel 28, es decir desde los 600 metros hasta los 900 metros aproximadamente; la potencia del cuerpo ha sido estimada en 10-25 m.
A muro de esta lente existe una red de vetillas entrecruzadas de cuarzo con pirita y calcopirita. Esta mineralización filoniana en stockwork corta a las areniscas de la serie Ruiseñor pero no atraviesa el techo del lente pirítico-polimetálico. La densidad de vetas disminuye a medida que se alejan en profundidad de la mineralización estratiforme. Su potencia es variable, desde pocos milímetros hasta vetas potentes de carácter industrial que, en ocasiones, miden más de 1.5 metros de espesor.
La mineralización estratiforme es masiva y está representada en el plano por una lente alargada de más de 300 m de longitud, concordante con la estratificación. La potencia de la mineralización presenta cambios locales (entre 10-25 m), en parte debido a boudinage relacionado con la deformación eocena.
A partir de la parte superior del cuerpo es característico observar una clara zonación mineralógica vertical gradual. En base a la composición mineral predominante, las zonas que pueden distinguirse de base a techo son:
a) Mineralización pirítica, la cual se localiza en todo el yacente del cuerpo mineral, representando el 32 % de las reservas totales.
b) Mineralización polimetálica, que se localiza en la parte superior del cuerpo y que representa el 68% de las reservas totales de cuerpo 70; en su flanco NE es pirítico y en el NW es pirrotínico. Se encuentra constituida por esfalerita y galena dominantes, con menores cantidades de calcopirita, pirita y pirrotina.
Petrografía de las menas
Como se ha indicado anteriormente, cabe diferenciar dos tipos de mineralización en el grupo de depósitos de la mina Matahambre: las mineralizaciones filonianas, esencialmente con menas calcopiríticas, y las mineralizaciones estratiformes, esencialmente polimetálicas.
Mineralización filoniana calcopirítica
La estructura de las vetas es masiva, de relleno de cavidades abiertas, lo cual se traduce a menudo en el desarrollo de cristales idiomorfos. El relleno es generalmente completo, si bien localmente se aprecia porosidad drúsica. Los contactos con el encajante son netos, aunque se da alteración de las rocas de caja (cloritización y silicificación, con piritización local). En algunos casos, el relleno filoniano presenta textura brechoide, con fragmentos de las rocas de caja, en los cuales se observa la alteración hidrotermal, cementados por la mineralización.
La calcopirita es el componente dominante de la inmensa mayoría de las vetas, aunque en los cuerpos brechosos aumenta la proporción de ganga. El contenido de cobre de los cuerpos varía desde 0.5 - 1.5 % hasta 15 - 20 % de cobre. Los principales minerales no metálicos (cuarzo, clorita, siderita y calcita) se encuentran generalmente en las salbandas de los filones. Otros sulfuros son menos frecuentes, aunque entre ellos la pirita es común en cristales de grano grueso. Durante toda la extensión del yacimiento por su buzamiento no se han observado cambios cualitativos en la mineralización, pero a partir de los 1450 metros de profundidad el contenido de pirita, y sobre todo el de pirrotina, aumenta considerablemente con la profundidad y hacia los flancos oeste y oeste noroeste del yacimiento (Pérez-Vázquez y Martínez, 1993, 1994).
La secuencia de cristalización se encuentra resumida en la figura adjunta. Un primer estadio contempla la cristalización de una primera generación de cuarzo, a menudo en cristales idiomorfos de pequeño tamaño (1-2 mm). Sigue una generación de carbonato (calcita rica en Mn), clorita, apatito y pirita. Diversos minerales de elementos de las tierras raras (monacita, que concentra los elementos de las tierras raras ligeras y un silicato de Y, que concentra los elementos de las tierras raras pesadas) se encuentran en muy poca cantidad diseminados en esta asociación, en forma de cristales de tamaño de grano muy fino (menos de 5 micras). Algunos cristales de carbonato muestran evidencias de deformación (maclado polisintético, kink bands). Los carbonatos son, a su vez, reemplazados por calcopirita y otros sulfuros, sulfoarseniuros, telururos y seleniuros, con menores cantidades de una segunda generación de cuarzo. El reemplazamiento se hace efectivo a partir de bordes de grano, planos de macla, fracturas y planos de kink bands. Se aprecia corrosión de superficies de cristales idiomorfos de carbonato por los sulfuros en las zonas en que existía porosidad drúsica antes del relleno de sulfuros tardíos.
En detalle, la calcopirita se presenta en granos alotriomórficos de tamaño variable, mientras que la pirita tiende a ser idiomórfica o, a veces, colomórfica. La calcopirita puede presentar inclusiones de esfalerita de pequeño tamaño y morfología estrellada. No obstante, los sulfuros de cinc y plomo son raros y sólo se observan en las cercanías de las principales fallas. Estos últimos minerales están asociados generalmente a los carbonatos y a la pirita.
El resto de minerales (seleniuros, arseniuros, telururos y sulfoarseniuros) se encuentran dispersos entre los granos de calcopirita o bien se disponen en cristales hipidiomorfos en la zona de contacto entre la calcita y la calcopirita. Son localmente abundantes aunque siempre de grano muy fino: el tamaño de los seleniuros y telururos oscila entre 1-20 micras, aunque los sulfoarseniuros (esencialmente, cobaltina, con menores cantidades de arsenopirita) son algo mayores (10-100 micras). La cobaltina se encuentra en cristales hipidiomorfos con zonación reflejada en cambios en la relación Fe/Co. La hessita (Ag2Te) es el telururo más abundante, a la vez que la principal fase portadora de plata en los niveles más superficiales, aunque se encuentra en granos de menos de 10 micras de diámetro. En cambio, el análisis por microscopía electrónica con analizador de emergías revela que en los niveles más profundos de la zona 44 la calcopirita presenta, a menudo, inclusiones de un seleniuro de plata y bismuto, probablemente, bohdanowiczita (AgBiSe2), en forma de granos subredondeados de tamaño inferior a 3 micras. Por otra parte, la clausthalita (PbSe) se encuentra en el conjunto del yacimiento en cantidades comparables a las de la galena, y en los niveles inferiores parece ser el mineral predominante de plomo; este mineral aparece en cristales alotriomorfos incluidos en calcopirita o pirrotina. En estos mismos niveles se ha encontrado, además, cristales de un sulfuro-seleniuro-telururo de bismuto, probablemente, kawazulita (Bi2(Te,Se,S)3), en forma de cristales idiomorfos de hábito tabular de pocas micras de diámetro, incluidos en calcopirita. Finalmente, la violarita (FeNi2S4) se encuentra en vetillas muy tardías que cortan calcopirita. Trabajos anteriores (Litavec et al., 1970) han determinado, además, la presencia de pequeñas cantidades de cubanita, calcosina (ésta, seguramente, ligada a enriquecimiento supergénico) y, menos frecuentemente, bismuto nativo, siempre en las cercanías de las fallas principales y en la periferia de las zonas cupríferas.
La mineralización filoniana se encuentra afectada por diversos estilos de deformación. Algunos filones se encuentran muy fuertemente deformados por efecto de cizallamiento. En estos casos, las texturas resultantes dependen del tipo de mineral afectado: la pirita y la arsenopirita desarrollan texturas porfiroclásticas, mientras que en la calcopirita y en la pirrotina se producen texturas granoblásticas poligonales o, en ocasiones, desarrollo de una foliación acusada, marcada especialmente con polarizadores cruzados o mediante corrosión. Además, en la calcopirita se distingue maclado polisintético. En la calcita se desarrollan maclas de presión, como lo indica la paralelización de los planos de macla entre diferentes granos. Estas foliaciones se desarrollan paralelamente a la superficie de la fractura que contiene a la mineralización, y pueden responder, por lo tanto, a deformación sindeposicional o a reactivación de la fractura posteriormente al fenómeno mineralizante.
Mucho más raramente se puede apreciar, en cambio, el desarrollo de esquistosidad incipiente que corte a los filones de cuarzo o carbonato. Estas texturas son más raras, pues la intensa silicificación de la roca de caja y la propia composición silícica de los filones dificulta comportamientos dúctiles de la mineralización filoniana y de su encajante durante los procesos de deformación.
Mineralización estratiforme
Los tramos piríticos, en la base del cuerpo, están constituidos por pirita de grano fino, que llega a constituir agregados masivos de pirita; otros sulfuros (calcopirita, galena, esfalerita) son mucho menos abundantes y ocupan posición intersticial entre los cristales de pirita. En muchos casos se distinguen texturas framboidales, bien preservadas especialmente cuando la pirita se encuentra con carácter local mezclada con silicatos. Texturas framboidales muy similares fueron descritas en la mina de Santa Lucía (Valdés-Nodarse, 1993). Se dan, asimismo, diversos estadios intermedios en la recristalización de estos framboides, cuyo estadio final sería el desarrollo generalizado de cristales idiomorfos (cubos) de pirita, que pueden alcanzar hasta 5 mm.
Los tramos polimetálicos están constituidos esencialmente por esfalerita, con proporciones menores de calcopirita, galena, calcita, cuarzo y clorita. La esfalerita forma agregados de tendencia equidimensional (aunque deformados por la esquistosidad) constituidos por granos alotriomorfos, que están reemplazados por calcopirita de grano fino (chalcopyrite disease) y pirrotina, siguiendo discontinuidades como bordes de grano, planos de macla, exfoliaciones y zonación. Existen diversas generaciones de pirita. La primera generación de pirita forma cristales idiomórficos, con evidencias de corrosión por otros sulfuros (especialmente, galena), o puede formar intercrecimientos botrioidales con otros sulfuros (galena y esfalerita); no obstante, se reconoce una generación tardía de pirita que envuelve a los cristales de esfalerita. Calcopirita y pirrotina son más escasas y de formación tardía, y se encuentran en vetillas o en superficies de exfoliación de otros minerales. El principal mineral de ganga en esta mineralización es calcita, con cantidades subordinadas de clorita y cuarzo. Estos minerales se disponen en posiciones intersticiales entre los granos de sulfuros, y son de formación algo más tardíos. Toda esta secuencia de minerales evidencia procesos hidrotermales polifásicos sobreimpuestos a otros, y sugieren el reemplazamiento de una mineralización de baja temperatura con Pb-Zn, formada en un primer estadio, por otra de mayor temperatura más tardía, con cobre. Fenómenos parecidos son conocidos en muchos depósitos de sulfuros masivos, especialmente del tipo vulcanogénico.
En algunos tramos del cuerpo polimetálico se reconoce bandeado sedimentario, especialmente en los tramos en que la mineralización está más diseminada, aunque la esquistosidad se ha sobrepuesto al bandeado anterior. La esquistosidad queda marcada por la orientación preferencial de algunos minerales, especialmente filosilicatos intersticiales, y por la elongación de granos de esfalerita o galena. Pese a que la esfalerita presenta un comportamiento algo más rígido que la galena en relación a la deformación, se puede distinguir generalmente una cierta foliación en los granos de esfalerita y el desarrollo de maclado; en cambio, la pirita presenta generalmente un comportamiento cataclástico.
Resultados
Las texturas observadas en las menas indican la existencia de una deformación polifásica que afecta a las mineralizaciones estratiformes y filonianas. La presencia de esquistosidad en las menas, especialmente visible en las de cuerpo 70, demuestra que la edad de esta mineralización es anterior a la del desarrollo de los mantos de cabalgamiento con los que la esquistosidad se encuentra asociada. Por tanto, la edad de las mineralizaciones filonianas es pre-Eocena (s.l.). En la mineralización estratiforme no se dan de forma generalizada texturas de reemplazamiento de litologías anteriores y, por otra parte, la pirita parece corresponder a la recristalización de piritas framboidales, aunque también se dan crecimientos botrioidales. Todas estas características apuntan a su formación por precipitación química en un medio submarino.
Así pues, las mineralizaciones de la mina Matahambre corresponden a depósitos exhalativos y, más concretamente, a depósitos de tipo sedex. Los criterios en que se basa esta conclusión son los siguientes:
1) En la mina Matahambre se reconocen dos tipos de mineralización, filoniana (zonas mineralizadas 44, 14, 19, 30) y estratiforme (cuerpo 70). La primera puede corresponder a los canales de emisión, y la segunda a cuerpos formados por descarga en un fondo submarino. Además, en cuerpo 70 se aprecia mineralización filoniana en stockwork confinada a la base, que no corta a su techo sedimentario.
2) La mineralización concordante encaja en sedimentos pizarrosos submarinos, los cuales presentan un elevado contenido en materia orgánica. Aunque existen depósitos sedex encajados en rocas carbonatadas o sedimentos detríticos no organógenos, la existencia de un ambiente reductor favorece la precipitación de los sulfuros. Por otra parte, la mayoría de depósitos sedex, incluyendo otros depósitos cubanos, parecen estar asociados con episodios anóxicos (Goodfellow et al., 1993).
3) Existe vulcanismo contemporáneo en la cuenca sedimentaria en la que se dan estos depósitos, pero no en las inmediaciones del depósito. El vulcanismo, en efecto, puede actuar como motor térmico de los fluidos hidrotermales al propiciar un gradiente geotérmico elevado.
4) En el cuerpo estratiforme se reconoce zonación vertical, con pirita y calcopirita en la base y esfalerita y galena a techo. Este tipo de zonación es común en muchos depósitos polimetálicos de tipo sedex.
Todos estos criterios han sido enumerados por Pouit (1984) como característicos de los depósitos exhalativos de tipo sedex.
Existen otras citas de depósitos tipo sedex en Occidente de Cuba. Whitehead et al. (1996) y Valdés-Nodarse et al. (1993) describen los depósitos de Santa Lucía y Castellanos, en los que se encuentran importantes cuerpos estratiformes, y concluyen que se trata de depósitos de tipo sedex. Estos autores, además, realizaron un total de seis análisis isotópicos de S en la pirita y calcopirita de la zona de stockwork, obteniendo valores de azufre cercanos a 0, lo que atribuyeron a azufre de origen hidrotermal aportado por un magma. Por otra parte, en las facies estratiformes del depósito de Santa Lucía encontraron niveles ricos en pirita framboidal con valores muy ligeros de δ34S (del orden de –27 ‰), característicos de reducción bacteriana de sulfato del agua marina. Similares texturas, como hemos indicado, se encuentran en cuerpo 70.
La existencia de una etapa tectónica extensional durante el Jurásico es un factor a tener en cuenta como mecanismo de activación de fluidos hidrotermales en células convectivas, de acuerdo con el modelo de Russell (1983). Las fracturas producidas en esta etapa pueden no sólo favorecer la circulación de fluidos hidrotermales y su emisión a un fondo submarino, sino incluso determinar la extensión de la mineralización estratiforme, con la creación de depresiones. La interacción de los fluidos hidrotermales con las pizarras negras de caja puede explicar el enriquecimiento en la mineralización de algunos componentes que se concentran generalmente en pizarras negras, como por ejemplo níquel y cobalto.
Un aspecto a destacar es la presencia de cantidades pequeñas pero significativas de selenio y teluro. Este hecho puede explicarse también por contaminación con las pizarras negras, donde a veces se dan preconcentraciones de estos elementos, si bien para el selenio y el teluro en ocasiones se han propuesto fuentes magmáticas. Por otra parte, cabe señalar la escasa presencia de galena en los niveles filonianos, con excepción de los niveles actualmente más profundos pero que, en su situación original, hubieran sido los más próximos a los niveles estratiformes, donde la galena es el mineral predominante de plomo. Un hecho muy parecido acontece con la plata, que aparece principalmente en forma de telururos, y sólo en los niveles originalmente más superficiales se ha podido notar la presencia de minerales sulfurados de plata. Parece existir, pues, una zonación que revelaría un aumento de la fugacidad de azufre hacia los niveles más superficiales.
Así pues, las mineralizaciones de la mina Matahambre se formaron bajo un fuerte control sedimentario y estructural durante el Jurásico, y su edad se sitúa entre la de las pizarras de la Serie Pozo y las areniscas de la serie Ruiseñor, pues la mineralización cuerpo 70 se encuentra intercalada entre ambas unidades. No obstante, la estructura original del depósito ha sido modificada durante el Eoceno, debido al desarrollo de la estructura de cabalgamientos. En parte, estos cabalgamientos pueden corresponder a la reactivación como fallas inversas de antiguas fallas normales de bajo ángulo. Este último aspecto, por la importancia que puede revestir como criterio de exploración de nuevos depósitos en Occidente de Cuba, debería ser profundamente estudiado mediante levantamiento de series estratigráficas de detalle y cortes geológicos compensados, que permitieran reconstruir la geometría de la cuenca jurásica y la situación original de los depósitos sedex en la misma.
Fuente
R.G. PÉREZ-VÁZQUEZ(1) y J.C. MELGAREJO(2) (1) Departamento de Geología, Universidad de Pinar del Río. Martí No. 270 Pinar del Río, 20100, Cuba.
(2) Departament de Cristal•lografia, Mineralogia i Dipòsits Minerals. Universitat de Barcelona. c/ Martí i Franquès s/n., 08028, Barcelona.
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Véase también
Yacimientos minerales de Pinar del Río Municipio Minas de matahambre
