tipos de rocas

ígneas :
La cromitita es una acumulación de roca ígnea compuesto en su mayoría por el mineral cromita. Se encuentra en capas de intrusión, tales como el Complejo Ígneo de Bushveld (Sudáfrica) y el Complejo Ígneo de Stillwater (Montana).

Las cromititas ofiolíticas del yacimiento Mercedita (Cuba). Un ejemplo de cromitas ricas en Al en la zona de transición manto-corteza
Otros títulos:	Ophiolitic chromitites from the Mercedita deposit (Cuba). Example of Al-rich chromites at the mantle-crust transition zone.
Autor :	Proenza, J. A. Melgarejo, J. C. Gervilla, Fernando Lavaut, W. Revé, D. Rodríguez, G.
Palabras clave :	Chromite, Podiform, Gabbro, Dunite, PGE, Mantle, Crust, Ophiolite, Cuba, Cromita, Gabro, Podiforme, Dunita, Manto, Corteza, Ofiolita
Fecha de publicación :	1998
Editor:	CSIC - Instituto de Ciencias de la Tierra Jaume Almera (ICTJA)
Citación :	Acta Geológica Hispánica, v. 33 (1998), nº 1-4, p. 179-212
Resumen:	[ES] El yacimiento Mercedita se localiza en el Macizo Ofiolítico Moa-Baracoa (NE de Cuba) y es el depósito de cromita podiforme más importante de América. Explota cuerpos de cromititas (lentes) encajados en dunitas y harzbu rgitas de los términos superiores de las tectonitas mantélicas, próximos a los niveles de gabros bandeados (Moho Transition Zone. Se trata de cuerpos concordantes de cromititas masivas con fracturas de pull-apart. Los lentes engloban cuerpos de gabro (sills) a los que reemplazan parcialmente. Los minerales intergranulares presentes son olivino, serpentina y clorita. Las principales inclusiones sólidas en los cristales de cromita son olivino y pargasita rica en Na (hasta 4 % en peso de Na2O),y en menor medida laurita y millerita. En cambio, hacia el contacto entre la cromitita y los sills de gabro los cristales de cromita presentan abundante inclusiones de clinopiroxeno, plagioclasa y rutilo. La cromita es de grado refractario, es decir rica en A l2O3 (25-33 % en peso) e inusualmente rica en Ti O2 (hasta 0.52 % en peso). Las cromititas del yacimiento Mercedita presentan bajos contenidos en elementos del grupo del platino (EGP). El contenido total de EGP oscila entre 56 y 166 ppb, con un valor promedio de 90 ppb. A partir de datos texturales y geoquímicos se propone un modelo de formación de la cromita a partir de reacción de un fundido tipo b a ck arc basin basalt, formado por reacciones fundidos/peridotitas, en un manto litosférico suboceánico en una zona de suprasubdución. Estos fundidos percolan a través de canales duniticos, y son mezclados con fundidos altamentes oxidados La mezcla de estos dos fundidos genera un fundido híbrido y hace que la cromita se convierta en el único mineral líquidus del magma (Hill y Roeder, 1974). En estas condiciones, el magma intersticial tenderá disolver los silicatos de la matriz y a cristalizar, en su lugar, cromita. [EN] The Mercedita deposit is located in the ophiolitic Massif of Moa-Baracoa (NE of Cuba) and is considered the most important podiform chromite deposit of America. Chromitite bodies, enclosed in hazburgite and residual dunites (mantle-crust transition zone). The chromite ore bodies are concordant with the main structures shown by the enclosing peridotites and also display pull-apart fractures. Chromite lenses enclose and substitute grabbro bodies (sills), that are concordant with the orientation of the host chromitite. Intergr a nular minerals are olivine, serpentine, and chlorite. Chromite has abundant, distributed solid inclusions of olivine and Na-rich pargasite (up 4 wt % Na2O), and minor laurite and millerite. Toward the contact with the included gabbro sills, abundant clinopy r oxene, plagioclase and rutile occur as inclusions in the chromite. The ores from Mercedita deposit are composed by refractary - grade chromite (Al-rich chromite), where A l2O3 ranges betwe en 25 and 33wt.%. The Ti O2 values are relative ly high compared to the most common ophiolitic chromite, Ti O2 content varies from 0.05 to 0.52 wt. %. Chromitites of the Mercedita deposit are poor in platinum-group elements (PGE), with total PGE ranging between 55.8 and 165.9 ppb and an average value of 90 ppb. From textural and geochemical data we propose a genetic model from the reaction of a back arc basin basalt, formed by melt-rock reactions, percolated through subhorizontal, porous dunitic channels and mixed with oxidized melts in suprasubduction zone mantle. Mixing of these two melts generated a hybrid melt whose bulk composition fell within the chromite liquidus field in the P-T-fO2 space (Hill and Roeder, 1974). Percolation of the hybrid melt through the dunitic channels promoted dissolution of preexisting silicate minerals and chromite crystallization. La cromita que forma la mayoría de los cuerpos de cromititas ofiolíticas ("cromititas podiformes") es rica en Cr [#Cr = Cr/(Cr+Al) > 0.6]. No obstante, también existen ejemplos de complejos ofiolíticos en los cuales se encuentran cuerpos podiformes de cromititas ricas en Al (#Cr < 0.6). Las cromititas ricas en Cr encajan, generalmente, en dunitas representativas de porciones relativamente profundas del manto superior (Leblanc y Violette, 1983; Bédard y Hébert, 1998; Proenza et al., 1999a, 1999b; Ahmed y Arai 2003; Gervilla et al., 2005). En cambio, las cromititas ricas en Al mayoritariamente suelen estar restringidas a la zona de transición manto–corteza, o Moho Transition Zone (MTZ), próximas a los niveles de gabros bandeados de la base de la corteza plutónica (Leblanc y Violette, 1983; Proenza et al., 1999a, 1999b). Los depósitos ofiolíticos de cromita representan una parte muy importante de la producción mundial de cromo. Además, estos depósitos constituyen la única fuente natural de cromita de grado refractario o rica en Al (cromita con Al2O3>20 % en peso, (Al2O3+Cr2O3)>60 % en peso y con bajo contenido de hierro). El Complejo Ofiolítico de Camagüey (Cuba) contiene importantes reservas de cromita rica en Al y constituye el segundo distrito más importante de cromita de grado refractario de Cuba (Thayer, 1942; Flint et al., 1948; Kravchenco y Vázquez, 1985; Lavandero et al., 1988; Murashko y Lavandero, 1989; Rodríguez et al., 1997; Proenza y Melgarejo, 1998; González–Pontón, 1998, 2009). En este distrito se han descrito más de 340 yacimientos y manifestaciones de cromita, siendo el yacimiento Camagüey–II el más grande, con reservas que exceden las 700,000 t (González–Pontón, 1998). Otros depósitos tienen reservas superiores a 100,000 t (e. g.Victoria I) o a 50,000 t (e. g. Mamina, Lolita, Ofelia Ferrolana; González–Pontón, 2009). Los cuerpos de cromitita de Camagüey encajan en una MTZ dominada por la presencia de rocas ultramáficas (harzburgitas, lherzolitas y dunitas), junto con numerosos cuerpos de rocas feldespáticas (gabros, gabros olivínicos, noritas, troctolitas y anortositas). La mayoría de los cuerpos de cromitita presentan una envolvente dunítica de espesor variable y, a menudo, se encuentran cortados por diques de gabro y/o troctolitas (Thayer, 1942; Flint et al., 1948). No está claro, sin embargo, que las cromititas contengan cuerpos de gabros concordantes (sills), análogos a los descritos por Proenza et al. (1999a, 1999b) en el Complejo de Moa–Baracoa, Cuba oriental. Dada la importancia metalogenética del distrito minero de Camagüey y la escasez de estudios sistemáticos de los depósitos de cromita, en este trabajo se pretende: i) analizar las características morfológicas de los cuerpos de cromititas y sus relaciones con las rocas encajantes, ii) caracterizar los tipos texturales de cromitita, desde un punto de vista mineralógico y de su química mineral, iii) estudiar las variaciones composicionales de la cromita en función de su asociación a rocas máficas (gabros) o ultramáficas (dunitas), y finalmente, iv) establecer, en la medida de lo posible, un modelo conceptual de formación para las cromititas. 2. Contexto Geológico La Geología del Norte de la Isla de Cuba está caracterizada por la presencia de varios terrenos ofiolíticos que constituyen el denominado Cinturón Ofiolítico Cubano Septentrional (Figura 1A; Iturralde–Vinent, 1989, 1996, 1998; García–Casco et al., 2006, 2008). Este cinturón ofiolítico, del Jurásico Superior–Cretácico Inferior, se puede dividir en tres terrenos principales (Khudoley y Meyerhoff, 1971; Knipper y Cabrera, 1974; Albear e Iturralde–Vinent, 1985): 1) Cinturón Ofiolítico de Cajálbana, al Oeste, 2) Cinturón Ofiolítico de Mayarí–Baracoa, al Este y 3) Cinturón Ofiolítico de Mariel–Holguín, en la parte central de la Isla de Cuba (Figura 1A). En este Cinturón Ofiolítico Septentrional se han descrito todos los niveles de una secuencia ofiolítica ideal, aunque muy desmembrada tectónicamente (Iturralde–Vinent, 1996). El Cinturón Ofiolítico de Mariel–Holguín está compuesto por los macizos ofiolíticos de Holguín, Camagüey, Matanzas, La Habana y Mariel. La unidad mantélica está dominada por harzburgitas que albergan cuerpos de dunitas y lherzolitas, sobre la cual se dispone una unidad de gabros bandeados e isotrópicos, subyacente a un complejo volcano–sedimentario que afora raramente (Fonseca et al., 1985; Iturralde–Vinent, 1989; Andó et al., 1996). El Complejo Ofiolítico de Camagüey está situado en la región centro–oriental del Cinturón Ofiolítico de Mariel–Holguín (Figura 1A) y presenta una morfología en forma de arco de, aproximadamente, 120 km de longitud y anchura máxima de 40 km (promedio 10 km). El Complejo Ofiolítico de Camagüey se extiende a lo largo de 1200 km2. Está formado por dos estructuras antiformes, en las cuales se reconoce una secuencia ofiolítica casi completa. Toda la estructura del complejo ofiolítico cabalga sobre los sedimentos mesozoicos de la Plataforma Norteamericana (Figura 1B; Iturralde–Vinent, 2001). La unidad de peridotitas está constituida, principalmente, por harzburgitas con cantidades menores de websteritas, lherzolitas y cuerpos dispersos de dunitas (Figura 2). Las harzburgitas muestran un tamaño de grano medio y están compuestas por olivino y ortopiroxeno (enstatita, 8–10% en volumen) alterados, en su mayoría, a serpentina. Las dunitas pueden contener pequeñas cantidades de plagioclasa, sin alcanzar nunca el 10% en volumen, y espinela cromífera accesoria (Flint et al., 1948). Hacia la parte alta de esta unidad mantélica se reconocen abundantes cuerpos de rocas feldespáticas en forma de masas irregulares de gran tamaño, diques y/o cuerpos concordantes. Las rocas feldespáticas más abundantes son las troctolitas y, en menor medida, los gabros (en ocasiones ricos en olivino, con tamaño de grano que varía desde muy fino a gabro pegmatitas) y las anortositas. Por último, la unidad volcano–sedimentaria está constituida por basaltos de edad albiense?–cenomaniense?, hialoclastitas, pedernales radiolaríticos y limonitas (Figura 2; Iturralde–Vinent, 1996, 2001). 3. Técnicas Analíticas Se han estudiado un total de 20 muestras de 6 cuerpos de cromititas mediante microscopía de luz reflejada y transmitida, microscopía electrónica de barrido con analizador EDX asociado y microsonda electrónica. El estudio mediante microscopía electrónica de barrido se llevó a cabo en modo ambiental (ESEM) utilizando un equipo modelo Philips Quanta 400 con un detector EDX acoplado a un ordenador con software EDAX, perteneciente al Centro Andaluz de Medio Ambiente, Junta de Andalucía–Universidad de Granada. Las inclusiones sólidas presentes en los granos de cromita fueron analizadas de forma semicuantitativa usando espectrómetros de dispersión de energía (EDS) y un tiempo de conteo medio de 35 segundos. El objeto de este estudio fue la caracterización química de estas inclusiones, así como la obtención de microfotografías de electrones retrodispersados y de electrones secundarios de granos minerales de tamaños inferiores, incluso, a 1 micrómetro (1 µm). El análisis cuantitativo de la cromita y de los silicatos se llevó a cabo con dos microsondas CAMECA SX50 y SX100 pertenecientes, respectivamente, a los Serveis Cientificotécnics de la Universitat de Barcelona y al Centro de Instrumentación Científica de la Universidad de Granada. En ambos casos, las condiciones de trabajo utilizadas fueron: voltaje de aceleración de 20 kV, corriente de sonda sobre la muestra de 15–20 nA y diámetro del haz incidente de 2 µm. Los patrones de calibración utilizados en el primer caso fueron ortoclasa (Si, Al, K), Fe2O3 (Fe), periclasa (Mg), wollastonita (Ca), rodonita (Mn), NiO (Ni), rutilo (Ti), albita (Na), Cr2O3 (Cr) y esfalerita (Zn). En el segundo caso, los patrones utilizados fueron los mismos excepto sílice pura para el Si, Al–espinela para el Al, sanidina para el K y vanadinita para el V. La fórmula estructural de la cromita fue calculada por estequiometría siguiendo el procedimiento descrito por Carmichael (1967). 4. Características de las cromititas del Complejo Ofiolítico de Camagüey 4.1. Morfología de los cuerpos de cromitita y relaciones con las rocas encajantes En el Complejo Ofiolítico de Camagüey las cromititas encajan en peridotitas que contienen abundantes cuerpos de rocas feldespáticas (Figura 2). El tamaño de los cuerpos de cromitita varía desde pequeñas concentraciones de forma nodular hasta grandes cuerpos que llegan a superar las 200,000 t (Flint et al., 1948). En su mayoría, presentan forma lenticular o de pod, aunque también se reconocen cuerpos equidimensionales, irregulares y tabulares. Los cuerpos de cromitita encajados en harzburgitas muestran una envolvente dunítica que varía desde unos pocos centímetros a varios metros. El contacto entre la cromitita y el encajante (en su mayoría dunita) es, generalmente, gradual (Thayer, 1942; Flint et al., 1948) aunque algunos de los cuerpos de cromitita están delimitados o afectados por fallas. Los cuerpos de cromitita son, por lo general, subhorizontales (Flint et al., 1948; Semionov, 1968); sin embargo, también se han descrito cuerpos subverticales, como en el caso de las Minas Victoria y Camagüey (Flint et al., 1948; Kravchenco y Vázquez, 1985; Murashko y Lavandero, 1989). Los cuerpos lenticulares y tabulares tienden a ser paralelos a los contactos entre las peridotitas serpentinizadas y los gabros (Thayer, 1942; Flint et al., 1948; Semionov, 1968; Kravchenco y Vázquez, 1985; Murashko y Lavandero, 1989). Es frecuente observar la presencia de diques de diversa naturaleza que cortan a los cuerpos de cromitita (Figura 3). Los diques de gabros pegmatíticos son poco frecuentes dentro y cerca de los pods de cromititas, observándose en algunas localidades (e. g. Mina Aventura). Los diques de gabro de tamaño de grano más fino se encuentran, comúnmente, en las harzburgitas (Flint et al., 1948). Las troctolitas se presentan como grandes cuerpos, bien en forma de capas inclinadas, o como diques tabulares y verticales, que cortan a las cromititas y a las peridotitas. Dentro de estos diques se reconocen, con frecuencia, fragmentos sueltos y brechas cementadas de cromitita (Flint et al., 1948). A veces se encuentran segregaciones de poca potencia de dunitas en los cuerpos de cromititas (Figura 3). 4.2. Texturas de las cromititas Las cromititas del Complejo Ofiolítico de Camagüey presentan gran variedad de texturas: masiva, diseminada, nodular y brechoide. La textura masiva (>90% en volumen de cromita) es la que constituye la mayor parte de los cuerpos minerales. De manera similar a lo que ocurre en otras cromititas ofiolíticas (Thayer, 1942; Leblanc y Nicolas, 1992), a medida que aumenta el contenido en silicatos (hacia las zonas exteriores de los cuerpos en contacto con el encajante) la textura pasa a ser diseminada. Dicha textura es la más frecuente en los bordes de los cuerpos y es la que predomina, también, en los cuerpos de cromitita de menor tamaño y/o morfología irregular. En las texturas nodulares, muchos de estos nódulos presentan cierto grado de deformación mecánica. Por lo general, presentan un tamaño de grano que no supera los 2 cm de diámetro. En el caso de la Mina Guillermina, los nódulos de cromita están embebidos en una matriz troctolítica en la zona central del depósito y dunítica hacia los bordes. Dentro de estos nódulos se identifican cristales de plagioclasa parcialmente alterada (Figura 4). La textura brechoide es común y consiste en fragmentos de rocas, de tamaño superior a 2.5 cm, de morfología variada: desde clastos angulosos hasta piezas redondeadas. Como regla general, los fragmentos son equidimensionales y no están orientados. Sin embargo, en la Mina Aventura los fragmentos de cromita se presentan elongados según una orientación preferente. 4.3. Mineralogía de las cromititas Los principales minerales que forman las cromititas del Complejo Ofiolítico de Camagüey son la cromita y el olivino. En menor proporción se reconocen piroxenos (enstatita y, en menor medida, diópsido cromífero) y plagioclasa. Otras fases minoritarias son: óxidos de Ti (ilmenita y rutilo) o Zr (baddeleyita y un óxido de Zr, Ca y Ti sin determinar) y sulfuros y aleaciones de Fe–Ni–Cu [pentlandita (Ni,Fe)9S8, heazlewoodita (Ni3S2), goodlevskita (Ni9S8), calcopirita (CuFeS2), bornita (Cu5FeS4), calcocita (CuS2), awaruita (Ni3Fe) y Cu nativo;Figura 5A, 5B, 5C, 5D, 5E, 5F, 5G, 5H y 5I]. Los cristales de cromita tienen, generalmente, morfologías euhedrales con tamaños de grano que no superan los 3 cm de longitud. En las texturas diseminadas y nodulares los cristales de cromita muestran morfologías redondeadas y/o elipsoidales (Figura 4). En ocasiones los cristales de cromita muestran estrechas bandas de alteración a ferritcromita a lo largo de los bordes de grano y fracturas abiertas (Figura 5D). El olivino (Fo95.39–91.69), junto con la plagioclasa (An86.6–71.5) y los piroxenos, forman la matriz intersticial entre los granos de cromita, aunque también pueden encontrarse, frecuentemente, como inclusiones sólidas dentro de los cristales de cromita. Cuando se encuentran en la matriz intersticial, frecuentemente están alterados a serpentina (con textura mallada), clorita y/o magnetita. Asimismo, también se reconoce granate tipo uvarovita rellenado fracturas abiertas en los cristales de cromita. Los óxidos de Ti (ilmenita y rutilo) se presentan en forma de exsoluciones (25 µm de longitud máxima, 20 µm de anchura máxima y morfologías prismáticas, elongadas y/o equidimensionales) dentro de los cristales de cromita que forman las cromititas masivas asociadas a gabros o en algunas cromititas nodulares (Figura 5A y5B). Estas exsoluciones se disponen, típicamente, según la orientación de los planos cristalográficos de la cromita, distribuyéndose por todo el cristal (Figura 5A y 5B). Particularmente, en torno a las exsoluciones de mayor tamaño no se desarrollan exsoluciones de tamaños menores (Figura 5B). En los cristales de cromita que forman las texturas nodulares las exsoluciones de ilmenita y rutilo pueden encontrarse, también, formando inclusiones solitarias, compuestas de rutilo e ilmenita, y/o con sulfuros de Fe–Ni–Cu [pentlandita (Ni,Fe)9S8, godlevskita (Ni9S8), bornita (Cu5FeS4) y calcopirita (CuFeS2); Figura 5C] y/o baddeleyita (ZrO2). Cuando la ilmenita y el rutilo se asocian entre sí, dan lugar a agregados bifásicos de cristales euhedrales–subhedrales incluidos dentro de la cromita inalterada. Cuando se asocian con sulfuros, generalmente dan lugar a granos bifásicos o polifásicos, con hábitos subhedrales, y se encuentran incluidos en silicatos, dentro de la cromita (Figura 5C). Se reconocen también agregados de sulfuros y aleaciones de Fe–Ni–Cu [heazlewoodita (Ni3S2), goodlevskita (Ni9S8), calcocita (CuS2), awaruita (Ni3Fe) y Cu nativo] y/o magnetita (Figura 5D, 5E, 5F, 5G y 5H) tanto en la matriz intersticial como en fracturas abiertas en la cromita. Tales agregados se encuentran como productos de reemplazamiento de pentlandita, bornita y/o calcopirita. El óxido de Zr, Ca y Ti sin determinar reemplaza a la baddeleyita a lo largo de sus bordes de grano (Figura 5I). 4.4. Composición química de la cromita La composición de la cromita de los cuerpos de cromitita del Complejo Ofiolítico de Camagüey es muy rica en Al (su #Cr varía entre 0.31 y 0.6; Tablas 1, 2 y 3). Los valores del #Mg [#Mg=Mg/(Mg+Fe2+)] oscilan entre 0.35 y 0.74 y el #Fe3+ [#Fe3+=Fe3+/(Fe3++Al+Cr)] es inferior a 0.09. El contenido en TiO2 es relativamente elevado (hasta 1% en peso) y el de otros óxidos minoritarios es bajo: el MnO varía entre 0.1 y 0.43% en peso y el ZnO no supera el 0.19% en peso (Tablas 1, 2 y 3). Las muestras estudiadas de cromita se pueden dividir en dos grupos en función de su proximidad o asociación con cuerpos de gabros: las asociadas a gabros y las que no lo están. La mayoría de las muestras estudiadas no están en contacto con gabros y su #Cr varía entre 0.31 y 0.56 (Tablas 1 y 2). Sin embargo, en las cromitas asociadas a gabros, el valor mínimo del #Cr es 0.44 y el máximo 0.60 (Figura 6B y 6C; Tabla 3). Cabe resaltar la presencia de plagioclasa en el interior de los nódulos de cromita y en la matriz intersticial cuando el cuerpo de cromitita presenta textura nodular (Figura 4). La distribución de los cationes divalentes (Fe2+ y Mg2+) muestra, igualmente, una clara diferencia: las cromitas de los cuerpos de cromitita asociados a gabros son más ricas en Fe2+ (el #Mg varía entre 0.35 y 0.58; Figuras 6B y 6C; Tabla 3) que las de los cuerpos que no están en contacto con gabros (el #Mg varía entre 0.65 y 0.74; Tablas 1 y 2). El contenido en TiO2 también varía entre ambos tipos de cromititas: mientras que las cromititas asociadas a gabros presentan valores intermedios entre 0.17 y 0.70% en peso de TiO2 (Tabla 3), aquellas que no están en contacto con gabros presentan los valores extremos de TiO2 (entre 0.04 y 1% en peso; Tablas 1 y 2). En el primer tipo de cromititas mencionadas anteriormente se observa un enriquecimiento progresivo en TiO2 en la cromita situada hacia el contacto con el gabro. Además, son las únicas muestras que se proyectan fuera del campo de los basaltos de dorsal meso–oceánica (MORB) definido por Dick y Bullen (1984) y Arai, (1992; Figura 7A). El diagrama del #Cr frente al #Mg muestra que las cromititas de Camagüey pueden clasificarse como cromititas (ofiolíticas) podiformes (Figura 6A). Esta composición llega a ser mucho más rica en Al que la de la cromita de otras cromititas ricas en Al descritas en los complejos ofiolíticos (Figura 6B y 6C). En el diagrama del #Cr frente al contenido en TiO2 (Figura 7A) la composición de la cromita de Camagüey se proyecta, en su mayoría, dentro del campo de los basaltos de dorsal meso–oceánica (MORB; Dick y Bullen, 1984; Arai, 1992). Esta composición presenta valores del contenido en TiO2 muy superiores a los que muestran otras cromititas ofiolíticas ricas en Al (Figuras 7B y 7C). En las cromititas del Complejo Ofiolítico de Camagüey el #Fe3+ y el contenido en TiO2 se correlacionan positivamente de manera similar a lo que ocurre en otros complejos ofiolíticos (Figuras 8A, 8B,8C). No obstante, algunas muestras de cromitita en contacto con gabros, muestran una tendencia diferente (Figura 8A). Esto se debe a que en esos puntos, los análisis realizados sobre cromita están contaminados por exsoluciones de ilmenita tal y como demuestra el hecho de que los altos contenidos de TiO2 se relacionan con bajos contenidos de Fe3+ y de Mg, elementos estos que no están presentes en el rutilo o la ilmenita. Al igual que ocurre en otras cromititas ricas en Al de la Faja Ofolítica de Mayarí–Baracoa (Proenza et al., 1999a, 1999b), en las cromititas de Camagüey el contenido en Cr de la cromita que forma los cuerpos de cromitita es menor que el que presenta la cromita accesoria de la dunita y de la harzburgita encajantes, respectivamente (Figura 9). Esta tendencia, sin embargo, es contraria a la que se observa en el caso del TiO2 y, por tanto, del Al (Figura 9), los cuales se incrementan a medida que disminuye el contenido en Cr. 5. Discusión Las cromititas del Complejo Ofiolítico de Camagüey presentan una serie de características petrológicas y químicas que, por un lado, subrayan su naturaleza de cromititas ricas en Al y, por otro, las diferencian de las descritas hasta ahora en la literatura. Las cromititas se localizan en la zona de transición manto–corteza y están cortadas por abundantes diques de gabros y/o troctolitas (como ocurre, por ejemplo, en el macizo de Moa–Baracoa, en Cuba oriental; Proenza et al., 1999a, 1999b). Sin embargo, frecuentemente las cromititas contienen plagioclasa primaria en el interior de los nódulos de cromita y, sobre todo, en la matriz intersticial. Asimismo, la composición de la cromita llega a ser mucho más rica en Al (hasta #Cr=0.31) que la descrita en otras cromititas ofiolíticas ricas en Al (Augé, 1987; Economou–Eliopoulos, 1986, 1993; Economou–Eliopoulos, 1995; Arai y Yurimoto, 1994; Matsumoto et al., 1997; Garuti et al., 1999; Proenza et al., 1999b, 2004a, 2004b; Zhouet al., 2000; Zhou et al., 2001; Ahmed y Arai, 2002). Las cromititas de Camagüey presentan contenidos de Ti relativamente elevados (de hasta un 1% en peso) y abundantes exsoluciones de ilmenita y/o rutilo, lo que pone de manifiesto que el contenido original (previo a la exsolución) fue aún mayor. En el caso de las cromititas en contacto directo con gabros el contenido de TiO2 de la cromita aumenta hacia dicho contacto. 5.1. Origen de las cromititas ricas en Al del Complejo Ofiolítico de Camagüey La disposición discordante de las rocas feldespáticas en relación con los cuerpos de cromititas sugiere un origen previo de las cromititas (Figura 3A). De acuerdo con Zhou et al. (2001) dichas relaciones entre cromititas ricas en Al y rocas feldespáticas, que se reconocen en Sartohay, en el Complejo Ofiolítico de Dalabute (China), son el resultado de la reacción entre fundidos toleíticos pobres en Si y ricos en Al2O3 y las peridotitas mantélicas. La reacción fundido/peridotita da lugar a la disolución selectiva del piroxeno de la peridotita favoreciendo la cristalización de olivino y cromita. En este modelo la cristalización de cromita tendría lugar en los canales de percolación magmática representados por las dunitas encajantes (Zhou et al., 1994; Proenza et al., 1999a, 1999b). Durante el enfriamiento del bloque litosférico, los fundidos remanentes con bajas relaciones Ca/Al cristalizarían dando lugar a los diques de rocas feldespáticas (gabros y troctolitas) que intruirían tanto a las cromititas como a las peridotitas encajantes. Sin embargo, el mayor contenido en TiO2 en la cromitita justo en el contacto con algunos gabros junto con el hecho de que, frecuentemente, los nódulos de cromita o la matriz de la cromitita contengan plagioclasa primaria hace pensar (de acuerdo con las tendencias descritas por Proenza et al., 1999b, en las cromititas del Complejo de Moa–Baracoa) que estos gabros podrían haber sido originalmente, sills asimilados durante la formación de la cromitita (Bédard y Hébert, 1998). Además, estos cuerpos de gabro son muy abundantes en las zonas más próximas a la corteza (Figura 2). La adición de SiO2, Al2O3 y volátiles al magma tras el reemplazamiento de gabros y troctolitas explicaría la tendencia de disminución del #Cr e incremento del contenido en TiO2 en la cromita accesoria de la harzburgita, la dunita y la cromitita, respectivamente, lo que sugiere un fuerte desequilibrio químico entre los fundidos que dieron lugar a las cromititas y los fundidos en equilibrio con las peridotitas encajantes. La abundancia de exsoluciones e inclusiones de ilmenita y/o rutilo primarias en los cristales de cromita sugiere que el contenido en Ti del magma parental de la cromitita fue tan elevado que no pudo ser albergado en la estructura de la cromita. 5.2. Procesos de alteración de las cromititas En las cromititas del Complejo Ofiolítico de Camagüey y en las peridotitas encajantes el olivino y los piroxenos están frecuentemente reemplazados por serpentina. Las asociaciones de minerales de metales base que se reconocen en las zonas serpentinizadas están formadas por sulfuros de Ni pobres en S (heazlewoodita, godlevskita), aleaciones (awaruita) y óxidos (magnetita) que reemplazan a la pentlandita primaria y calcocita o Cu nativo que alteran a la bornita o a la calcopirita primarias. Estas asociaciones de minerales secundarios sugieren procesos de serpentinización muy probablemente en un contexto de fondo oceánico (Eckstrand, 1975; Frost, 1985; Klein y Bach, 2009). La formación de serpentina, brucita y magnetita como producto de alteración del olivino tiene lugar bajo condiciones de baja fS2 y fO2 en el medio (Frost, 1985; Bach et al., 2006). En este contexto altamente reductor el H2 liberado reacciona con el O2para formar agua y con el S2 para formar H2S. En tales condiciones, los sulfuros primarios no son estables y tienden a equilibrarse perdiendo S y dando lugar a sulfuros más pobres en S o a aleaciones (Eckstrand, 1975; Frost, 1985). Así, en las cromititas de Camagüey, la pentlandita está reemplazada por heazlewoodita, godlevskita y/o awaruita. La formación local de estrechos bordes de alteración de ferritcromita, clorita, magnetita y/o granate tipo uvarovita rellenando fracturas se asocia con etapas más tardías de serpentinización, a mayores fugacidades de oxígeno (Proenza et al., 1999c).