SERVICIO GEOLÓGICO COLOMBIANO
LAS ESMERALDAS DE COLOMBIA EN SU ÁMBITO GEOLOGICÓ
EXCURSIÓN GEOLÓGICA A LOS CINTURONES ESMERALDÍFEROS DE LA CORDILLERA ORIENTAL DE COLOMBIA EN EL MARCO DEL XIV CONGRESO LATINOAMERICANO DE GEOLOGÍA DEL 29 DE AGOSTO AL 2 DE SEPTIEMBRE DE 2011
Bogotá, D.C., agosto de 2011
República de Colombia MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA SERVICIO GEOLÓGICO COLOMBIANO
REPÚBLICA DE COLOMBIA MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA INGEOMINAS
LAS ESMERALDAS DE COLOMBIA EN SU ÁMBITO GEOLOGICÓ
EXCURSIÓN GEOLÓGICA A LOS CINTURONES ESMERALDÍFEROS DE LA CORDILLERA ORIENTAL DE COLOMBIA EN EL MARCO DEL XIV CONGRESO LATINOAMERICANO DE GEOLOGÍA DEL 29 DE AGOSTO AL 2 DE SEPTIEMBRE DE 2011
Por
Roberto Terraza Melo Diana Montoya Arenas
Bogotá, D.C., agosto de 2011
INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA INGEOMINAS
CONTENIDO
Pág. RESUMEN ...... 8 ABSTRACT ...... 9
1. INTRODUCCIÓN ...... 10 1.1 LOCALIZACIÓN GEOGRÁFICA DE LOS CINTURONES ESMERALDÍFEROS ...... 11 1.2 ASPECTOS GEOGRÁFICOS Y GEOMORFOLÓGICOS ...... 12 1.3 INFRAESTRUCTURA VIAL Y URBANA ...... 17
2. MARCO GEOLÓGICO REGIONAL DE LA PORCIÓN CENTRAL DE LA CORDILLERA ORIENTAL, DEPARTAMENTOS DE CUNDINAMARCA Y BOYACÁ ...... 18 2.1 ESTRATIGRAFÍA Y ESTRUCTURAS EN LOS CINTURONES ESMERALDÍFEROS DE LA CORDILLERA ORIENTAL DE COLOMBIA .. 23 2.1.1 Estratigrafía y estructuras en el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC) ...... 24 2.1.2 Estratigrafía y estructuras en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR) ...... 28
3. ESMERALDAS ...... 32 3.1 ANTECEDENTES HISTÓRICOS ...... 32 3.2 MINERALOGÍA, PROPIEDADES FÍSICAS Y QUÍMICAS ...... 33 3.3 TIPOS DE DEPÓSITO ...... 35 3.3.1 Depósitos relacionados con actividad magmática (intrusiones ácidas)………………………………………………………………………………36 3.3.2 Depósitos relacionados con metamorfismo regional y de contacto ... 37 3.3.3 Depósitos relacionados con procesos hidrotermales ...... 38 3.4 ORIGEN DE LOS DEPÓSITOS COLOMBIANOS ...... 39 3.4.1 Origen ígneo ...... 39 3.4.2 Origen sedimentario: interacción roca (calcárea – carbonosa) con fluidos hipersalinos de procedencia evaporítica ...... 40
3.5 RELACIÓN ENTRE DEFORMACIÓN TECTÓNICA, ROCA CAJA Y LA MINERALIZACIÓN DE ESMERALDAS ...... 42
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4. ZONAS POTENCIALES Y CRITERIOS DE EXPLORACIÓN ...... 48 4.1 ZONAS POTENCIALES ...... 48 4.2 CRITERIOS DE EXPLORACIÓN ...... 49
5. EXCURSIÓN GEOLÓGICA AL CINTURÓN ESMERALDÍFERO OCCIDENTAL ...... 56 5.1 RECORRIDO BOGOTÁ - CHIQUINQUIRÁ - PAUNA - LA PITA - COSCUEZ EN EL CINTURÓN ESMERALDÍFERO OCCIDENTAL (CEOC) ...... 56 5.2 ZONA MINERA DE COSCUEZ ...... 57 5.2.1 Geología General ...... 58 5.2.1.1 Formación Rosablanca ...... 59 5.2.1.2 Formación Furatena ...... 59 5.2.1.3 Formación Muzo ...... 60 5.2.2 Cerro Coscuez ...... 61 5.2.2.1 Litología ...... 62 5.2.2.2 Estructuras locales ...... 62 5.2.2.3 Petrografía y Geoquímica ...... 65 5.2.2.3.1 Petrografía ...... 66 5.2.2.3.2 Inclusiones fluidas y microtermometría ...... 69 5.2.3 Mina La Paz ...... 70
6. EXCURSIÓN GEOLÓGICA AL CINTURÓN ESMERALDÍFERO ORIENTAL ...... 73 6.1 RECORRIDO PAUNA - CHIQUINQUIRA - GARAGOA - CHIVOR EN EL CINTURÓN ESMERALDÍFERO ORIENTAL (CEOR) ...... 73 6.2 ZONA MINERA DE CHIVOR ...... 74 6.2.1 Geología General ...... 74 6.2.1.1 Formación Santa Rosa ...... 75 6.2.1.2 Formación Chivor ...... 76 6.2.2 Zona minera de Oriente-Soescol ...... 78 6.2.2.1 Litología ...... 79 6.2.2.2 Estructuras Locales ...... 79 6.2.2.3 Petrografía y Geoquímica ...... 80 6.2.2.3.1 Petrografía ...... 81 6.2.2.3.1 Geoquímica ...... 83
BIBLIOGRAFÍA ...... 85
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LISTA DE FIGURAS
Pág. Figura 1. Localización geográfica de los cinturones esmeraldíferos de la Cordillera Oriental de Colombia ...... 12
Figura 2. Hidrografía e infraestructura vial y urbana en el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC)...... 14
Figura 3. Hidrografía e infraestructura vial y urbana en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOC) ...... 15
Figura 4. Mapa tectónico regional de los Andes Colombianos con sus principales provincias o dominios tectónicos ...... 16
Figura 5. Sección geológica de la Cordillera Oriental de Colombia a la latitud de Bogotá ...... 22
Figura 6. Columna generalizada del Cinturón Esmeraldífero Occidental...... 25
Figura 7. Litoestratigráfica del Cretácico inferior en el CEOC ...... 26
Figura 8. Litoestratigráfica del Cretácico basal en el CEOR ...... 29
Figura 9. Estructura cristalina básica de los ciclosilicatos a la cual pertenece la esmeralda ...... 34
Figura 10. Diferentes presentaciones de prismas hexagonales de berilo...... 34
Figura 11. Sucesión de eventos tectónicos generadores de las esmeraldas ... 43
Figura 12. Zonas potenciales para esmeraldas en el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC) ...... 50
Figura 13. Zonas potenciales para esmeraldas en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR) ...... 51
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Figura 14. Distribución de facies sedimentarias y armazón tectónico de Colombia a través del Fanerozoico durante el intervalo de tiempo Berriasiano- Valanginiano ...... 53
Figura 15. Estructuras hidrotermales típicas de las zonas con mineralización de esmeraldas en Colombia ...... 54
Figura 16. Panorámica del flanco occidental del Sinclinal El Almendro ...... 58
Figura 17. Panorámica del Cerro Coscuéz en rocas de la Formación Muzo. . 61
Figura 18. Mapa Estructural del Cerro Coscuez...... 63
Figura 19. Brechas hidráulicas en rocas de la Formación Muzo en el Cerro Coscuez...... 64
Figura 20. Presencia de fluidos mineralizantes que rellenan venas paralelas y perpendiculares a So en rocas de la Formación Muzo en el Cerro Coscuez .... 65
Figura 21. Lodolita carbonosa calcárea cortada por una vena de calcita- dolomita ...... 66
Figura 22. Fotografía de inclusiones polifásicas en cuarzo (izquierda) y calcita (derecha)...... 69
Figura 23. Panorámica de los distritos mineros de Soescol-Oriente y Buenavista...... 75
Figura 24. Texturas relícticas de evaporíticas en rocas de la Formación Chivor.77
Figura 25. Rocas albitizadas de La Formacion Chivor en la mina de la empresa minera de San Francisco en el Distrito minero de Oriente-Soescol ...... 78
Figura 26. Distintos niveles evaporíticos de la Zona II con estructura relíctica nodular y lenticular ...... 79
Figura 27. Secciones delgadas de la mina San Francisco ...... 82
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LISTA DE TABLAS
Pág. Tabla 1. Análisis de los principales elementos químicos de las esmeraldas de Muzo en el CEOC………………………………………… 34
Tabla 2. Resultado mineralógico por DRX en las rocas del Cerro Coscuez………………………………………………………………………… 64
Tabla 3. Análisis cualitativo a partir de DRX…………………………… 67
Tabla 4. Análisis cualitativo DRX de muestras tomadas en la mina San Francisco………………………………………………………………. 79
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RESUMEN
Las Esmeraldas de Colombia en su Ámbito Geológico corresponde a una guía de excursión pre-congreso a los cinturones esmeraldíferos de la Cordillera Oriental de Colombia en el marco del XIV Congreso Latinoamericano de Geología que se realizó entre el 29 de agosto y el 2 de septiembre de 2011.
La excursión tuvo como objetivo mostrar tres zonas importantes y tradicionales productoras de esmeraldas en Colombia como lo son la mina La Pita y el sector minero de Coscuez localizadas en el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC), y el distrito minero conocido como Minas de Oriente-Soescol ubicado en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR). En estos sitios se pueden reconocer varias de las estructuras hidrotermales más importantes indicativas de los eventos mineralizantes generadores de las esmeraldas así como las características litológicas y condiciones tectónicas más relevantes de las rocas hospedantes de los depósitos esmeraldíferos.
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ABSTRACT
The Emeralds of Colombia in its Geological Context corresponds to a field trip guide pre-congress to the emerald’s belts of the Eastern Cordillera of Colombia under the XIV Latin American Geological Congress which was conducted between August 29 and September 2, 2011.
The purpose of the field trip was to show participants three significant zones of productive emeralds in Colombia such as the La Pita mine and the mining area Coscuez located in the West Emerald Belt (WEB) and the mining district known as mines of eastern located in the Eastern Emerald belt (EEB). In these sites you can recognize several major hydrothermal structures indicative of emerald mineralization as well as the lithology and tectonic setting most important of the host rocks of the emerald deposits.
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1. INTRODUCCIÓN
Como parte de los proyectos de investigación para apoyar los planes de desarrollo minero del gobierno colombiano, INGEOMINAS realizó la exploración geológica de los cinturones esmeraldíferos occidental y oriental, localizados en la porción central de la Cordillera Oriental (departamentos de Cundinamarca, Boyacá y Santander), con el propósito de descubrir nuevas áreas potenciales para la explotación de esmeraldas. Se adelantaron estudios geológicos, geofísicos, geoquímicos, estos últimos con el apoyo técnico y científico de la Universidad Industrial de Santander (UIS), además de la participación de consultores privados. Como resultado de dichos estudios se obtuvo una nueva visión geológica de los cinturones esmeraldíferos colombianos que permitió la generación de mapas de zonas potenciales y la proposición de una serie de criterios, indicadores o guías geológicas, que se consideran útiles para reconocer y delimitar nuevas áreas con potencial esmeraldífero, los cuales a su vez sirven para orientar los trabajos mineros relacionados con la exploración y explotación de estos depósitos.
El modelo más aceptado para la mineralización de las esmeraldas colombianas es el propuesto por Cheilletz & Giuliani (1996), en donde los fluidos hidrotermales involucran la generación de salmueras provenientes de la disolución de evaporitas por aguas calientes de la cuenca. Asociado a este proceso, se presenta metasomatismo de Na y Ca en shales negros y simultáneamente lixiviación de Berilio, Cromo y Vanadio de los shales para finalmente darse la precipitación de la esmeralda en venas, cavidades y brechas (Branquet et al., 1999b).
Las esmeraldas precipitaron de fluidos hipersalinos (Na y Ca) con KCl, en donde la química de las salmueras salinas (Na-Ca-K) muestra las siguientes evidencias: un origen evaporítico para los fluidos con una única fuente sin relación a magmatismo, temperaturas de formación de 320ºC mas o menos 40ºC y presiones mínimas de confinamiento entre 900 y 1.000 bares, cercanos a la superficie (Zwann, 2006).
La presente excursión tiene como objetivo mostrar a los interesados en el tema, las características de la roca hospedadora de la mineralización de esmeraldas mediante la observación de tres importantes y tradicionales zonas productoras de esmeraldas como lo son la mina La Pita y el sector minero de Coscuez
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localizadas en el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC), y el distrito minero conocido como Minas de Oriente ubicado en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR). En estos sitios se pueden reconocer varias de las estructuras hidrotermales más importantes indicativas de los eventos mineralizantes generadores de las esmeraldas como venas, brechas hidrotermales, niveles o bandeamientos albitíticos, brechificación con bolsas de relleno hidrotermal entre otras, además de las características litológicas más relevantes de las rocas hospedantes de los depósitos esmeraldíferos.
1.1 LOCALIZACIÓN GEOGRÁFICA DE LOS CINTURONES ESMERALDÍFEROS
Las minas de esmeradas de Colombia definen dos cinturones estrechos aproximadamente paralelos entre sí (Forero, 1987), denominados Cinturones Esmeraldíferos Occidental (CEOC) y Oriental (CEOR), los cuales se localizan en la zona andina colombiana, región central de la Cordillera Oriental, sobre sus flancos occidental y oriental, respectivamente (Figura 1).
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Figura 1. Localización geográfica de los cinturones esmeraldíferos de la Cordillera Oriental de Colombia. CEOC= Cinturón Esmeraldífero Occidental, CEOR= Cinturón Esmeraldífero Oriental, AA’= Localización de la sección estructural sobre la Cordillera Oriental de Colombia de la Figura 5, Recuadro blanco= Localización geográfica del Mapa 1.
El Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC) se localiza al occidente de los departamentos de Boyacá, Cundinamarca y Santander. Las poblaciones más importantes son Florián, La Belleza, Pauna, Quípama, Paime, La Palma, Muzo, San Pablo de Borbur, Otanche y Yacopí (Figura 2). El área se encuentra en las planchas 169-Puerto Boyacá, 170-Vélez, 189-La Palma y 190-Chiquinquirá del Instituto Geográfico Agustín Codazzi (IGAC), a escala 1: 100.000.
El Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR) está localizado al oriente de los departamentos de Boyacá y Cundinamarca. Las localidades más importantes son Gachalá, Ubalá, Chivor, Santa María de Batá y Macanal (Figura 3). La zona se ubica en las planchas 210-Guateque, 228-Bogotá Oriental y 229- Gachalá del Instituto Geográfico Agustín Codazzi (IGAC), a escala 1: 100.000.
1.2 ASPECTOS GEOGRÁFICOS Y GEOMORFOLÓGICOS
Geográficamente la cadena de los Andes en Colombia se divide en tres cordilleras (Occidental, Central y Oriental) separadas por los valles interandinos de los ríos Cauca y Magdalena (Figura 4); en general, tanto cordilleras como valles se orientan al NNE y al NE. Aproximadamente, a la latitud de 1°N, en el Nudo de Los Pastos se bifurcan las cordilleras Occidental y Central, y en el Macizo Colombiano se dividen las cordilleras Central y Oriental. Al NE de Colombia, la Cordillera Oriental se divide a su vez en dos sistemas montañosos conocidos como la Serranía de los Motilones, que sirve de límite fronterizo con Venezuela y se orienta al NW, transversalmente a la tendencia general de los andes colombianos, y la Cordillera de Mérida, que es la prolongación hacia el NE de la Cordillera Oriental colombiana en Venezuela. En la zona central de la Cordillera Oriental, sobre una altillanura conocida como el Altiplano Cundiboyacense, se localiza la Sabana de Bogotá con altitudes superiores a 2.500 m.s.n.m., lugar donde se encuentra la capital de Colombia o Distrito Capital de Bogotá. Los valles más importantes de Colombia formados por los ríos Cauca y Magdalena están divididos por la Cordillera Central (Figura 4).
Los cinturones esmeraldíferos colombianos se localizan en los piedemontes de la Cordillera Oriental; morfológicamente toda el área es montañosa y se caracteriza por relieve moderado a fuerte, en general, con drenaje subparalelo y subdendrítico de densidad media, y desarrollo de valles juveniles. En algunos sectores la topografía se suaviza por la presencia de depósitos cuaternarios de origen aluvial, fluvio-torrencial o coluvial. Los ríos que drenan el área del CEOC
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pertenecen a la cuenca hidrográfica del río Magdalena; los más importantes son los ríos Ibacapí, Piedras, Minero, Chirche, Tambrías, Murca y Patá (ver Figura 2). En el CEOR los drenajes más importantes son los ríos Garagoa o Batá, Guavio, Negro, Rusio, Murca y Chivor que corresponden a la cuenca hidrográfica del río Meta; en esta zona se localizan los embalses de Guavio y Chivor (La Esmeralda) importantes para generación de energía de este sector del país (Figura 3).
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Figura 2. Hidrografía e infraestructura vial y urbana en el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC).
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Figura 3. Hidrografía e infraestructura vial y urbana en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOC).
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Figura 4. Mapa tectónico regional de los Andes Colombianos con sus principales provincias o dominios tectónicos. 1= Dominio Tectónico Oriental, 2= Dominio Tectónico Central, 3= Dominio Tectónico Occidental, SFR= Sutura Romeral o Sistema de Fallas de Romeral, SFBLL= Sutura del Borde Llanero o Sistema del Borde Llanero, SFLS= Sistema de Falla de la Salina, CO= Cordillera Oriental, CC= Cordillera Central, COC= Cordillera Occidental, CM= Cordillera de Mérida, SM= Serranía de los Motilones, VM= Valle del Río Magdalena, VC= Valle del Río Cauca, SNS= Sierra Nevada de Santa Marta, AA’= Localización de la sección estructural sobre la Cordillera Oriental de la Figura 5 (Adaptado de Forero, A., 1990; Cooper et al., 1995; Barrero et al., 2007; Gómez et al., 2008).
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En el CEOC la máxima altura se encuentra en el municipio de La Belleza con 2.450 m. s. n. m.; la altura mínima es de 250 m. s. n. m. en la inspección de Policía de Otro Mundo perteneciente también al municipio de La Belleza. En el CEOR la máxima altura se encuentra en la cuchilla Toquiza (municipio de Gachalá) con 3.000 m. s. n. m. y la altura mínima es de 600 m. s. n. m. en el municipio de Santa María de Batá.
1.3 INFRAESTRUCTURA VIAL Y URBANA
En el CEOC existe una buena red de carreteras que une a los municipios de Santander (La Belleza, Florián, Albania, Tunungua), Boyacá (Muzo, Otanche, Quípama, La Victoria, Pauna, Briceño, San Pablo de Borbur) y Cundinamarca (La Palma, Caparrapí, Yacopí, Topaipí). El acceso al área se puede hacer por la vía Bogotá-Chiquinquirá-Pauna-San Pablo de Borbur-Otanche, Bogotá- Chiquinquirá-Briceño-Florián-La Belleza o Bogotá-Chiquinquirá-Saboyá-Florián; al sur del CEOC se puede llegar por la vía Bogotá-Pacho-La Palma, Bogotá- Útica-Caparrapí-La Palma o Bogotá-Pacho-Quípama.
El área del CEOR presenta dos accesos importantes desde Bogotá, uno desde la autopista norte hasta Briceño o desde La Calera, y de estos sitios hacia el oriente se conecta con las poblaciones de Guasca, Gachetá, Ubalá y Gachalá; la segunda entrada es por la carretera Bogotá-Tunja hasta el embalse del Sisga y desde ahí hacia el oriente se comunica con las poblaciones de Guateque, Chivor, Macanal y Santa María de Batá. Desde estas dos vías principales existen carreteras secundarias y carreteables (sin pavimentar pero en buen estado) que conectan toda la zona; las vías secundarias importantes comunican al municipio de Gachetá con Manta y Guateque o a Ubalá con Chivor y Guateque.
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2. MARCO GEOLÓGICO REGIONAL DE LA PORCIÓN CENTRAL DE LA CORDILLERA ORIENTAL, DEPARTAMENTOS DE CUNDINAMARCA Y BOYACÁ
El basamento de Colombia se puede dividir, en general, en por lo menos tres provincias o dominios tectónicos principales separados por suturas producto de la acreción sucesiva de terrenos al margen occidental del continente Suramericano (Figura 4): 1. El Dominio Oriental constituido por el Cratón de Guyana y limitado al occidente por la sutura del Borde Llanero que coincide aproximadamente con el frente de cabalgamiento del piedemonte de los Llanos o piedemonte oriental de la Cordillera Oriental; se compone de un basamento Proterozoico, ígneo y metamórfico, con una cobertera sedimentaria del Paleozoico inferior, Cretácico y Cenozoico que se engrosa al occidente y presenta poca deformación. 2. El Dominio Central comprende la Cordillera Oriental, la Sierra Nevada de Santa Marta, el valle del Río Magdalena y la Cordillera Central; se extiende al occidente hasta la sutura de Romeral (Sistema de Fallas de Romeral o fallas de San Jerónimo y Cauca Almaguer del Mapa Geológico de INGEOMINAS, 2008), y está conformado por un basamento Grenvilliano polimetamórfico (esquistos, neises, anfibolitas y granulitas) atravesado por intrusivos mesozoicos y paleozoicos sobre el cual reposan rocas metamórficas de bajo grado con protolito sedimentario, que conforman el núcleo de la Cordillera Central, al parecer del Paleozoico inferior (Complejo Cajamarca) y una cobertera sedimentaria con edades desde el Paleozoico al Cenozoico; el basamento corresponde a un terreno alóctono que perteneció a Norte América y que fue unido al borde continental de Sur América durante el choque entre Norte América y Gondwana en el tiempo Silúrico-Devónico temprano. 3. El Dominio Occidental comprende las rocas localizadas al occidente de la sutura de Romeral, y está conformado por terrenos oceánicos del Mesozoico- Cenozoico acrecionados al margen continental durante el Cretácico tardío, Paleógeno y Neógeno; lo conforman rocas cretácicas de afinidad oceánica (complejos ultramáficos, gabros y basaltos) y sedimentarias de origen marino atravesadas por intrusivos paleógenos y neógenos que han dado origen a mineralizaciones de sulfuros masivos, oro y platino (Forero, A., 1990; Cooper et al., 1995; Mojica, 1995; Barrero et al., 2007).
“Sedimentos carbonatados y siliciclásticos, costeros y marinos, del Paleozoico inferior se distribuyeron en todo el Dominio Oriental (cuenca de los Llanos) y se extendieron hacia el Dominio Central (Valle Superior del Magdalena-Mojica
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et al., 1988; Trumpy, 1943). Estos depósitos son muy fosilíferos y abarcan desde el Cámbrico medio al Llanvirniano. Trilobites, braquiópodos y graptolites en shales grises a negros se han reportado en afloramientos del Valle Superior del Magdalena y en muchos pozos perforados en la cuenca de los Llanos. En algunos lugares, la madurez térmica de estas secuencias del Paleozoico inferior indican condiciones adecuadas para la generación de hidrocarburos” (Barrero et al., 2007).
“Intrusivos del Paleozoico inferior afloran a lo largo de la Cordillera Oriental y cuencas del Valle Superior del Magdalena en el Dominio Central (Etayo-Serna et al., 1983; Forero-Suárez, 1990, Maya, 1992). Estos intrusivos atraviesan secuencias metamórficas de bajo grado y están cubiertos por rocas sedimentarias del Paleozoico superior. El plegamiento, metamorfismo y las intrusiones graníticas que se presentan en esta área se pueden interpretar como el resultado de subducción hacia el oriente. Este evento tectónico regional es conocido como la Orogenia Caparonensis (Restrepo-Pace, 1995; Barrero & Sánchez, 2000; Alemanan & Ramos, 2000). Las secuencias sedimentarias en esta zona consisten de shales negros marinos y capas rojas continentales de edad Devónico. En algunos lugares, en este continente Devónico se encuentran rocas del Carbonífero superior (Pensilvaniano) que constan de calizas, conglomerados, areniscas y shales grafíticos con abundante fauna marina. Las rocas del Pérmico están ausentes en la porción sur del Dominio Central; sin embargo, más al norte, en el Macizo de Santander, Serranía de Perijá y Sierra Nevada de Santa Marta, se han reportado calizas fosilíferas del Pérmico inferior. El plegamiento y las intrusiones graníticas asociadas a las zonas de cizalla podrían representar eventos de colisión oblicua y acreción de rocas del Paleozoico superior durante la formación del supercontinente de Pangea” (Barrero et al., 2007).
“El desarrollo de la mayoría de las cuencas sedimentarias de Colombia comienza en el Triásico tardío (Rolón et al., 2001; Barrero, 2004) durante el rompimiento de Pangea. Los sedimentos del Jurásico al Cretácico inferior se acumularon en un sistema de rift altamente irregular con dirección NW-SE-NE que actualmente infrayace la cobertera sedimentaria del Cretácico superior a Neógeno (Etayo et al., 1976; Fabre, 1983; Barrero, 2000; Rolón et al., 2001). La fase post-rift del sistema se caracteriza por la formación de un hundimiento generalizado debido a la subsidencia térmica que junto con los cambios eustáticos globales del nivel del mar durante el Albiano medio y del Turoniano dieron origen a los sedimentos ricos en materia orgánica de las formaciones Simití-Tablazo, Tetuán y La Luna responsables de la generación de la mayor parte de los hidrocarburos que se encuentran en Colombia” (Barrero et al., 2007).
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Geológicamente los Andes Colombianos se han interpretado como un conjunto de terrenos acrecionados al margen occidental de Suramérica conformando un cinturón plegado y fallado con una dirección estructural predominantemente al NNE y en el cual se ha identificado deformación transcurrente oblicua, al ENE y al NW (Acosta et al., 2007).
Cada cordillera posee una composición y evolución propia como resultado de procesos tectónicos diferentes que han afectado a la región desde el Mesozoico. La Cordillera Central se originó por efecto de la subducción del Triásico y subsiguiente actividad ígnea y volcánica; permaneció emergida durante la sedimentación del Triásico-Jurásico y casi de todo el Cretácico, luego se inundó a finales del Cretácico para luego emerger definitivamente en el Eoceno. La Cordillera Occidental compuesta por corteza oceánica y sedimentos marinos profundos deformados representa a un complejo de acreción formado en el Cretáceo tardío; Megard (1987) interpreta esta acreción, a lo largo de la sutura de Romeral, como una serie de colisiones discretas que se iniciaron en el Cretáceo temprano y finalizaron en el Eoceno. La Cordillera Oriental representa la inversión de cuencas sedimentarias del Mesozoico y Cenozoico a través de antiguas fallas normales que se invirtieron durante la fase de deformación Andina; esta cordillera emergió completamente a mediados del Neógeno y hoy día continúa levantándose (Van der Hammen, 1958; Cooper et al., 1995; Mojica, 1995; Acosta et al., 2007).
La Cordillera Oriental de Colombia se considera como un cinturón plegado y fallado de antepaís adyacente al dominio cratónico de América del Sur o Dominio Oriental; es un cinturón asimétrico y bivergente (Figura 5) resultante de la inversión Neógena (Fase Andina) de una espesa cuenca de retroarco (back-arc basin) Mesozoica y Cenozoica con transporte tectónico predominantemente al SE (Branquet et al., 1999a). En una sección geológica a la latitud de Bogotá (sección AA’ de la Figura 1, Figura 5), la Cordillera Oriental presenta dos altos de basamento marginales (Macizo de Quetame al oriente y Anticlinorio de Villeta al occidente), delimitados por fallas de escamación gruesa (Sistema de Fallas de La Salina al occidente y Sistema de Fallas del Borde Llanero al oriente) que en profundidad convergen y corresponden a paleofallas invertidas durante la fase de deformación Andina; adyacentemente a estas fallas se encuentran estructuras sinclinales (Sinclinal de Guaduas al occidente y Sinclinal de Nazareth al oriente) que presentan un grueso registro sedimentario del Cenozoico y Cuaternario (Fabre, 1987; Mora & Parra, 2008;Terraza et al., 2008).
El núcleo de la Cordillera Oriental está formado por rocas sedimentarias y metamórficas del Paleozoico y por rocas ígneas intrusivas y extrusivas del Jurásico. Controles tectónicos, transversales y longitudinales, han permitido la exhumación de una espesa secuencia de sedimentos del Cretáceo con facies y
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espesores diferentes en la zona axial de la cordillera. Las rocas del Cenozoico y depósitos inconsolidados del Cuaternario cubren parcialmente a la región, lo que dificulta reconocer algunas de las estructuras presentes. Muchos autores han reconocido estructuras de fallamiento transcurrente en la zona axial de la Cordillera Oriental, asociadas regionalmente a fallas subverticales o de alto ángulo en profundidad (Acosta et al., 2007).
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Figura 5. Sección geológica de la Cordillera Oriental de Colombia a la latitud de Bogotá. La Cordillera se considera como un cinturón plegado y fallado de entapáis, asimétrico y bivergente, resultante de la inversión Neógena de una espesa cuenca de retro arco (back-arc basin) Mesozoica y Cenozoica. SFLS= Sistema de Fallas de La Salina, SFBLL= Sistema de Fallas del Borde Llanero (modificado de Mora & Parra, 2008). Para localización geográfica ver Figuras 1 y 4.
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En el mapa geológico adjunto (Mapa 1) se muestra la geología regional de la zona central de la Cordillera Oriental, lugar donde se ubican los cinturones esmeraldíferos colombianos.
2.1 ESTRATIGRAFÍA Y ESTRUCTURAS EN LOS CINTURONES ESMERALDÍFEROS DE LA CORDILLERA ORIENTAL DE COLOMBIA
En los cinturones esmeraldíferos CEOC y CEOR se preservó uno de los registros sedimentarios más completos del Cretácico inferior del país. La sedimentación ocurrió sobre una cuenca extensional, tectónicamente activa, donde se acumuló una gruesa secuencia sedimentaria finogranular, siliciclástica y calcárea, rica en materia orgánica, donde las principales mineralizaciones de esmeraldas se hospedan, para el caso del CEOC (Reyes et al., 2006) en las formaciones calcáreas Muzo (Hauteriviano-Barremiano) y Rosablanca (Valanginiano inferior), y para el caso del CEOR muestran estrecha relación con episodios evaporíticos ocurridos en el Cretácico basal (Berriasiano), tanto en la Formación Chivor como en la parte baja de la Formación Santa Rosa (Terraza et al., 2008; Montoya et al., 2008). El tectonismo concomitante con la sedimentación originó variaciones de espesor de un sitio a otro, especialmente en las unidades litoestratigráficas del Cretácico inferior (Guerra, 1972; Mora et al. 2006; Terraza et al., 2007). La cuenca se rellenó con aporte de sedimentos provenientes tanto del Dominio Oriental (Cratón de Guyana) como del Dominio Central (paleomacizo de Santander o regiones que actualmente ocupan el Arco de Natagaima y Cordillera Central) a medida que el mar Cretácico avanzaba predominantemente en sentido NE o SW, lo cual originó cambios laterales de facies, tanto en sentido E-W como en sentido N-S (Etayo, et al., 1969; Fabre, 1987; Etayo et al., 1997; Sarmiento, 2001; Terraza et al., 2007).
Los cinturones esmeraldíferos se encuentran fuertemente plegados y afectados por tectónica transpresiva que se manifiesta por la presencia de fallas inversas con salto transcurrente, como las fallas de Santa María y Lengupá en el CEOR, aunque también se encuentran cabalgamientos muy importantes como el Sistema de Fallas de La Salina en el CEOC; la mayoría de las estructuras se orientan en sentido SW-NE, con excepción de algunas fallas, como la de Itoco e Ibacapí en el CEOC o la Falla El Frijol en el CEOR, que se disponen transversalmente (Reyes et al., 2006; Terraza et al., 2008; Montoya et al., 2008).
En los mapas adjuntos (Mapas 2 y 3) se muestra la geología a escala 1:100.00 de los cinturones esmeraldíferos occidental (CEOC) y oriental (CEOC) de los Andes colombianos; para su localización geográfica véase Figura 1.
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2.1.1 Estratigrafía y estructuras en el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC) En el Cinturón Esmeraldífero Occidental se encuentra uno de los registros estratigráficos más completos y de mayor espesor de rocas sedimentarias del Cretáceo (Berriasiano-Maastrichtiano) cubiertas en algunos sectores por depósitos cuaternarios de origen fluvio-torrencial. Los fuertes procesos erosivos en este cinturón solo han permitido conservar rocas cenozoicas del Paleoceno (Formación Lisama) en las estructuras sinclinales de Guadualito, Santa Helena y Otanche; de igual forma, en esas estructuras se ha conservado rocas del Cretácico superior (formaciones Otanche, Pacho, La Frontera, Grupo Olini, Córdoba, Umir y Seca) (Figura 6, Mapa 2).
El evento extensivo del Berriasiano-Hauteriviano (144 a 127 Ma) generó una semi-cuenca extensional (half-rift), ancha (> 180 km de ancho) y asimétrica con un depocentro localizado en el sitio del actual flanco oriental de la Cordillera Oriental (lugar donde se localiza el CEOR) y un sistema de fallas mayores en su borde oriental (Sistema de Fallas del Borde Llanero). Otra semi-cuenca extensional (half-rift) de segundo orden y menos desarrollada que la anterior se originó en la parte sur del actual flanco occidental de la Cordillera Oriental (sitio donde se ubica el CEOC) (Sarmiento, 2001). Este evento extensivo junto con subsidencia diferencial asociada a fallamiento normal sin-sedimentario favoreció la acumulación de grandes espesores de shales negros, siliciclásticos y carbonatados, con intercalaciones de arenitas, limolitas, lodolitas, porcelanitas, cherts y micritas; además, por efecto de estos procesos se originan diferencias litoestratigráficas en la cuenca para el Cretácico temprano, por lo cual al nororiente del CEOC (Florián, La Belleza) afloran rocas de las formaciones Arcabuco (Jurásico tardío-Berriasiano?), Cumbre (Berriasiano), Rosablanca, (Valanginiano temprano), Ritoque (Valanginiano tardío) y Paja (Barremiano- Aptiano tardío). En la región central (Pauna, Borbur, Muzo, Coscuez, Otanche, Yacopí), encima de la Formación Rosablanca se observan las formaciones Furatena (Valanginiano tardío), Muzo (Hauteriviano-Barremiano), Capotes (Aptiano tardío-Albiano temprano), Hilo (Albiano medio) o Tablazo (Albiano temprano). Al suroccidente (La Palma), sobre la Formación Murca (Berriasiano- Valanginiano temprano) aparecen las formaciones Furatena, El Peñón (Barremiano-Aptiano tardío), Capotes, Hilo y la base de la Formación Otanche (Albiano tardío-Cenomaniano) (Figura 7). En la Formación Muzo se encuentran los yacimientos esmeraldíferos más importantes del CEOC. Posiblemente terminando el Cenomaniano (techo de las formaciones Otanche y Pacho) se registra una transgresión marina cuya máxima inundación ocurre en el Turoniano temprano acompañada de condiciones anóxicas sobre el fondo y corrientes de surgencia ricas en nutrientes en la masa de agua; este evento se evidencia en los shales negros muy ricos en materia orgánica, porcelanitas y cherts de la Formación La Frontera.
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Figura 6. Columna generalizada del Cinturón Esmeraldífero Occidental.
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Figura 7. Litoestratigrafía del Cretácico inferior en el CEOC. El evento extensivo del Berriasiano-Hauteriviano (114 a127 M.a) generó una semi- cuenca extensional (half-rift) en la parte sur del actual flanco occidental de la Cordillera Oriental, lugar donde se localiza el CEOC; este evento extensivo junto con subsidencia tectónica deferencial asociada a fallamiento normal sin-sedimentario favoreció la acumulación de grandes espesores de shales negros, siliciclásticos y carbonatados, con intercalaciones de arenitas, limolitas, lodolitas, porcelanitas, cherts y micritas con variaciones de espesor de un sitio a otro. El mar Cretácico avanzaba en sentido NE o SW con aporte de sedimentos desde el oriente, occidente, norte y sur lo cual originó cambios laterales de facies, tanto en sentido E-W como en sentido N-S. Para localización de sitios geográficos véase Figuras 2 y 12.
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En el Coniaciano, Santoniano y parte del Campaniano la sedimentación parece presentar condiciones similares a las del Turoniano depositándose arcillolitas, porcelanitas, cherts y niveles fosfáticos correspondientes a la “Unidad indenominada” y Grupo Olini. Ya para el Campaniano tardío y Maastrictiano las condiciones sobre el fondo son más oxigenadas con ambientes marinos más transicionales acumulándose arcillolitas, packstones y wackestones de foraminíferos bentónicos de la Formación Córdoba o las arcillolitas con mantos de carbón y arenitas de la Formación Umir y Seca. Finalmente para el Paleoceno los ambientes sedimentarios se continentalizan (llanuras aluviales) acumulándose arenitas y arcillolitas de la Formación Lisama (Pardo, 2004).
La geometría de las estructuras, en general, responde a un régimen de esfuerzos compresivo y transpresivo. Es frecuente que los pliegues terminen diagonalmente contra las fallas, indicando movimientos transcurrentes, pero también es claro que existen fallas inversas o cabalgamientos donde el régimen es puramente compresivo.
La composición lodosa de la mayoría de las unidades litoestratigráficas influye en la deformación de las rocas, debido a su comportamiento dúctil, generando foliación intensa, fallas con poca expresión geomorfológica y en algunas zonas plegamiento intenso.
El plegamiento es notorio a escala regional y local; regionalmente se presentan pliegues sinclinales abiertos y frecuentemente con doble inmersión al NE y SW. Los pliegues anticlinales que los separan a veces no están bien definidos porque están fallados; algunos son apretados o cerrados mostrando doble inmersión tanto al NE como al SW; a escala de afloramiento hay pliegues anticlinales de poca longitud (métricos) generalmente asimétricos. Las estructuras más importantes del CEOC son el Anticlinal de La Chapa-Borbur y las fallas de La Salina y Río Minero. En las zonas de mineralizaciones de esmeralda el plegamiento es apretado y puede llegar a ser isoclinal.
Las fallas son inversas con movimientos transcurrentes importantes; usualmente no tienen una expresión morfológica definida y su cartografía debe realizarse a partir de un buen control bioestratigráfico. El movimiento combinado de las fallas (inverso y transcurrente), origina segmentos rectos cuando las fallas son transcurrentes y segmentos sinuosos cuando las fallas son predominantemente inversas. En general, la dirección de los pliegues es oblicua a las fallas, lo que refuerza el carácter transcurrente de estas.
Los planos de falla en las zonas con mineralización de esmeralda usualmente no están mineralizados y las brechas que normalmente se reconocen en las minas son de origen hidrotermal, no obstante, se pueden confundir con brechas de origen tectónico cuando algunas de las fallas afectan a la zona mineralizada.
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Por los análisis y observaciones de campo realizadas se infiere que las fallas son posteriores a las mineralizaciones de esmeralda.
La ocurrencia de esmeraldas en el CEOC muestra estrecha relación con segmentos litológicos calcáreos, como ocurre en el sector de las minas de Peñas Blancas, en donde las mineralizaciones se encuentran en las calizas de la Formación Rosablanca; en las demás minas productivas las esmeraldas se encuentran en la Formación Muzo que también es de carácter calcáreo; también existe minería no productiva en niveles estratigráficos calcáreos más jóvenes, debido a que los mineros de la región, de manera empírica, realizan galerías en este tipo de roca.
2.1.2 Estratigrafía y estructuras en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR) En el área del Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR) afloran rocas sedimentarias paleozoicas y cretácicas, cubiertas en algunos sectores por depósitos sedimentarios cuaternarios de origen coluvial y aluvial (Mapa 2).
La sucesión litoestratigráfica en el Cinturón Esmeraldífero Oriental inicia con una secuencia basal areno-lodosa del Paleozoico superior correspondiente al Grupo Farallones (Segovia & Renzoni, 1965), sobre la cual descansan incorformemente las unidades basales del Cretácico inferior (formaciones Batá, Chivor, Ubalá o Santa Rosa) en las cuales se registra los primeros avances del mar Cretácico sobre esta región (Figura 8). La invasión marina se dio sobre una cuenca extensional de tipo “rift” tectónicamente activa desde los periodos Triásico y Jurásico (Etayo, et al., 1969; Fabre, 1987; Etayo et al., 1997; Sarmiento 2001). Esta actividad tectónica se extendió hasta finales del Cretáceo temprano dando lugar a una espesa secuencia sedimentaria “sinrift” constituida por las unidades basales antes citadas y las formaciones Lutitas de Macanal, Las Juntas, Fómeque y la porción inferior de la Formación Une (Fabre, 1987; Mora et al., 2006). Este marco tectónico implicó fallamiento activo concomitante con la sedimentación y subsidencia tectónica diferencial lo que originó variaciones de espesor y cambios laterales faciales en las unidades involucradas (Guerra, 1972; Mora et al., 2006 y Terraza et al, 2008).
Altos y bajos de basamento paleozoico (con zonas entre semiplanas a muy empinadas) limitados por fallas normales condicionaron la sedimentación cretácica en la región del Cinturón Esmeraldífero Oriental, hecho que se evidencia especialmente en las unidades basales del Cretáceo inferior correspondientes al piso Berriasiano. Es por esta razón que sobre las rocas del Grupo Farallones se encuentran conglomerados gruesos de la Formación Batá, entre las localidades de Santa María y Mámbita, acumulados en ámbitos continentales cercanos al litoral (sistemas de abanicos aluviales según Mora et
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al., 2006), mientras que en inmediaciones del sitio de presa La Esmeralda la sedimentación fue lodosa-limolítica, ocasionalmente con areniscas y escasos conglomerados acumulados sobre fondos marinos transicionales o de costa– afuera, en general, con bajos niveles de energía sobre el fondo (Formación Santa Rosa).
Figura 8. Litoestratigrafía del Cretácico basal en el CEOR. Altos y bajos de basamento del Paleozoico superior (Grupo Farallones) limitados por fallas normales condicionaron la sedimentación cretácica en la región del CEOR, hecho que se evidencia en la unidades del piso Berriasiano (formaciones Ubalá, Chivor y Santa Rosa), donde se presenta diferencias de espesor y cambios laterales de facies. Para localización de sitios geográficos véase figuras 3 y 13. Escala gráfica en metros.
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Hacia el sector de Ubalá, sobre el basamento paleozoico reposan calizas micríticas, shales oscuros fosilíferos, cuarzoarenitas con cemento calcáreo y una alternancia de cuarzoarenitas y lodolitas (Formación Ubalá) que reflejan condiciones marinas de costa-afuera o transicionales posiblemente, con niveles de energía entre bajo y moderado sobre el fondo. Igualmente, en los sectores de Chivor y Malacara, se encuentran secuencias evaporíticas con calizas (boundstones) y shales oscuros, no continuas, que representan condiciones de depósito en ámbitos marinos muy someros transicionales (Formación Chivor) (Figura 8); en muchos casos estas secuencias fueron afectadas por los procesos hidrotermales que dieron origen a las mineralizaciones de esmeralda y que alteraron su composición mineralógica, no obstante, aún en la roca se pueden reconocer las texturas evaporíticas originales.
Posteriormente, en el Valanginiano el mar invade regionalmente el área del Cinturón Esmeraldífero Oriental y se dan condiciones marinas de costa-afuera (plataforma media o externa) con bajos niveles de energía sobre el fondo, acumulándose una gruesa secuencia sedimentaria arcillosa (Formación Lutitas de Macanal); eventualmente, se producían flujos de sedimento por gravedad (flujos turbidíticos) que dieron lugar a las secuencias arenosas presentes en los miembros El Fígaro y Los Cedros.
Durante el Hauteriviano y el Albiano (medio a tardío) se acumularon sedimentos areno-arcillosos en ámbitos marinos transicionales (llanuras intermareales o sistemas deltaicos) con niveles alternantes de energía sobre el fondo entre moderado y bajo dando origen a las formaciones Las Juntas y Une.
Finalmente, en el lapso Barremiano–Albiano temprano se registran condiciones marinas de costa-afuera (plataforma media posiblemente) donde se acumularon sedimentos finogranulares carbonatados y siliciclásticos (arcillolitas y calizas micríticas fosilíferas principalmente) que dieron lugar a la Formación Fómeque. Periódicamente, estos fondos tranquilos fueron afectados posiblemente por tormentas, dando lugar a la acumulación de sedimentos bioclásticos en forma de capas de conchas con diferentes grados de fragmentación (tormentitas).
El Macizo de Quetame atraviesa la zona del CEOR en dirección noreste, y en él afloran rocas del Grupo Farallones que conforman el basamento paleozoico sobre el cual se acumularon las rocas del Cretáceo. El macizo puede dividirse en dos segmentos a partir de la Falla del Frijol (rumbo-sinestral) la cual se traza paralela al curso del río Naranjitos. El segmento sur del macizo, fallado tanto al oriente (Falla de Santa María) como al occidente (Falla de Toquiza) son fallas inversas de vergencia opuesta que producen un bloque levantado de basamento paleozoico tipo “pop up”. En el segmento norte se forma el Anticlinal de Montecristo, el cual es un anticlinal extenso que tiene asociados varios pliegues menores.
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Las rocas cretácicas circundan al macizo y sus características estructurales dependen de su ubicación con respecto a este basamento paleozoico. Al oriente, las fallas que afectan las rocas son estructuras regionales, orientadas suroeste-noreste, que se extienden por decenas de kilómetros y corresponden a fallas inversas con vergencia oriental que hacen parte del sistema de fallas del piedemonte llanero. Al occidente, se presentan dos tipos de fallas, unas de menor longitud con vergencia al oriente y dirección noreste y que son las responsables del cabalgamiento de rocas paleozoicas sobre cretácicas, y otras fallas más regionales, de salto combinado tanto inverso como transcurrente (dextral o sinestral), con ejes de pliegues oblicuos a su trazo y que repiten secuencia en aquellos sitios en donde el segmento de la falla es transpresivo.
El plegamiento en las rocas del Cretácico, en general, no es complejo, desarrollándose pliegues anticlinales y sinclinales amplios y extensos como el Anticlinal de Garagoa, Anticlinal Peña El Fígaro, Sinclinal de Santa Rosa o Sinclinal de Claraval, entre otros, los cuales presentan orientación noreste- suroeste, así como también numerosos pliegues de menor longitud y amplitud.
La actividad minera en esta área ha tenido varios pulsos tal como lo evidencian los diferentes estudios geológicos que se han desarrollado en esta región, encaminados a mejorar el conocimiento de varios recursos minerales tales como esmeraldas, yeso, caliza, azufre, barita, hierro y metales base como cobre, plomo y zinc; estos trabajos fueron realizados por Suárez (1945), Navarrete (1961), Cruz & Camacho (1971), Guerra (1972) Rodríguez (1971), entre otros. Para la mineralización de esmeraldas se deben nombrar los trabajos de Hall (1976), PNUD (1975), Naciones Unidas (1976) y Escovar (1975). Para explicar la génesis de las esmeraldas se destacan las investigaciones adelantadas por canadienses y franceses, siendo el primer trabajo el de Ottaway (1991).
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3. ESMERALDAS
Este apartado es tomado del capítulo “Esmeraldas” (Montoya & Moreno, 2007) correspondiente a la actualización del libro de Recursos Minerales de Colombia próximamente a ser publicado por INGEOMINAS. Aquí se muestra de manera sintetizada y general algunos antecedentes históricos sobre el descubrimiento, usos y posterior explotación de la esmeralda en el mundo y Colombia, así como su mineralogía, propiedades físicas y químicas. Finalmente, se trata del origen de los depósitos de esmeraldas, información que se complementó con los últimos estudios geológicos adelantados por INGEOMINAS (Mantilla et al., 2007, 2008; INGEOMINAS & Mora, 2005).
3.1 ANTECEDENTES HISTÓRICOS
Los descubrimientos arqueológicos han evidenciado claramente que nuestros antepasados precolombinos coleccionaban y atesoraban gemas por su belleza. A principios de la historia se encuentran relatos de la existencia de varias gemas y cómo eran tratadas para aumentar su belleza y por ende su valor, incluso métodos para taladrarlas, para uso en collares y brazaletes (Hurlbut & Klein, 1984).
En Egipto, antes del periodo predinástico (5.000 a 3.000 a.C.) se utilizaron varios minerales con fines ornamentales, entre estos el cuarzo en diferentes variedades, turquesa, crisocola, olivino, fluorita y malaquita. La esmeralda también fue una gema muy conocida por los egipcios primitivos y a diferencia de las otras gemas cuya fuente es desconocida, las esmeraldas fueron obtenidas de los Montes Sahara en Egipto Septentrional, junto al Mar Rojo. En la actualidad hay vestigios de las antiguas actividades mineras (Hurlbut & Klein, 1984).
En Colombia, los españoles son los primeros en localizar las minas conocidas con el nombre de “Chivor” en las montañas de Somondoco (“el Dios de las piedras verdes” en idioma Chibcha), las cuales fueron explotadas y luego abandonadas al ser descubiertas las Minas de Muzo en 1564 por el capitán Juan de Penagos, ya que revestían mayor importancia (Martín de Retana, 1990).
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Las minas de Muzo antes de ser descubiertas por el capitán Juan de Penagos ya eran explotadas por los indígenas y en 1567 empieza su explotación por parte de los españoles en la quebrada de Itoco, bajo la dirección de Benito de Poveda (Martín de Retana, 1990).
Los españoles descubren las minas de Coscuez (nombre de una princesa india) en 1646, las cuales fueron abandonadas y redescubiertas en 1850 y trabajadas con interrupciones hasta 1905, año en que pasaron a ser propiedad de la nación colombiana (Martín de Retana, 1990).
Las minas de Muzo, Coscuez y Peñas Blancas son cedidas para su explotación al Banco de la República de Colombia, quien las explotó desde 1947. En 1955, el gobierno colombiano pide suspender las explotaciones de esmeraldas al Comité de Minas del Banco de la República; la idea principal era mecanizar la explotación y realizar estudios de las minas (Sinkankas & Calzada, 1990). El Banco de la República entrega al gobierno la administración y explotación de las minas de Muzo y Coscuez en 1966, a partir de esta fecha, y hasta la creación de la Empresa Colombiana de Esmeraldas en 1968, se producen problemas sociales por invasión de los frentes de explotación. En diciembre de ese mismo año la Empresa Colombiana de Esmeraldas cambia de razón y recibe el nombre de ECOMINAS, cuya función principal es atender la comercialización de las esmeraldas, piedras preciosas y semipreciosas (Sinkankas & Calzada, 1990).
ECOMINAS es liquidada y se crea MINERCOL cuyas funciones fueron delegadas por el Ministerio de Minas y Energía a INGEOMINAS, institución que hasta el momento se hace cargo del catastro minero y fiscalización de las minas del país, además de sus funciones como Servicio Geológico Nacional.
3.2 MINERALOGÍA, PROPIEDADES FÍSICAS Y QUÍMICAS
La esmeralda es una variedad de color verde del mineral berilo, el cual corresponde a un silicato de estructura anular del grupo de los ciclosilicatos que 4- están formados por anillos de tetraedros de (SiO4) enlazados, con una relación 12- Si: O= 1: 3 (Hurlbut & Klein, 1984), de la cual, el anillo (Si6O18) es el armazón básico del berilo (Figura 9).
El berilo presenta hábito prismático claro, frecuentemente estriado verticalmente y ranurado. Las formas más comunes en los cristales corresponden a prismas de primer orden, prismas con facetas piramidales y prismas dihexagonales (Figura 10) (Hurlbut & Klein, 1984; Klein & Hurlbut, 1993).
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Figura 9. Estructura cristalina básica de los ciclosilicatos a la cual pertenece la esmeralda.
Figura 10. Diferentes presentaciones de prismas hexagonales de berilo.
La esmeralda presenta exfoliación {0001} imperfecta, es decir, principalmente a través de su eje más largo (eje c). La Dureza es de 7½ - 8 en la escala de Mohs y gravedad específica de 2,65 - 2,80. Tiene brillo vítreo y su color es
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verde debido al contenido de impurezas de Cromo y Vanadio (Hurlbut & Klein, 1984; Klein & Hurlbut, 1993).
El color verde de la esmeralda la distingue de las otras variedades del berilo listadas a continuación:
Goshenita. Be3Al2(SiO3)6. Berilo incoloro, transparente.
Aguamarina. Be3Al2(SiO3)6. Berilo transparente, azul verdoso.
Morganita. Berilo rosa pálido a rosa naranja.
Esmeralda. Be3Al2(SiO3)6. Berilo transparente, verde oscuro.
Heliodoro. Be3Al2(SiO3)6. Berilo dorado, variedad amarillo oro.
Bixbita. Be3(AlMn)2(SiO3)6. Berilo rojo.
El berilo presenta doble índice de refracción por ser un cristal dicroico (el cristal tiene diferentes colores en diferentes direcciones de vibración), los cuales están entre 1,5566 - 1,608 (ω) y 1,562 - 1,600 (ε).
La composición química del berilo está dada por la formula Be3Al2(SiO3)6, con los siguientes porcentajes teóricos: BeO 14%, Al2O3 19%, SiO2 67%, Cr2O3 0.86%; también presenta pequeñas cantidades de elementos alcalinos como Na, Rb y Li y trazas de Ce, Fe y V que reemplazan frecuentemente el berilio. Estos porcentajes varían en la práctica como en el caso de las esmeraldas del Cinturón Esmeraldífero Occidental (Tabla 1).
3.3 TIPOS DE DEPÓSITO
Los depósitos de esmeraldas en el mundo están relacionados con diversos procesos geológicos tales como magmatismo, procesos sedimentarios o metasomatismo y se pueden clasificar de la siguiente manera: a) Depósitos relacionados con actividad magmática (intrusiones ácidas). b) Depósitos relacionados con metamorfismo regional y de contacto. c) Depósitos relacionados con procesos hidrotermales.
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3.3.1 Depósitos relacionados con actividad magmática (intrusiones ácidas) Las rocas máficas y ultramáficas están generalmente enriquecidas en Cr y V, y por el contrario, las rocas suficientemente ricas en Be, Si y Al, elementos necesarios para formar los berilos, suelen ser pegmatitas graníticas y granitos evolucionados (Recio & Zubías, 2007).
Tabla 1. Análisis de los principales elementos químicos de las esmeraldas de Muzo en el CEOC.
ÓXIDO (%) 1 2 3 4 5 6 SiO2 64,1 61,465,26 65,07 61,4 65,25 Al2O3 24,2 24,317,60 18,51 24,3 17,62 BeO 8,7 9,713,20 12,65 9,7 13,8 H2O 2,9 ----1,84 1,81 1,55 ---- MnO Trazas ---- 0,06 0,02 ------Cr2O3 ------0,13 ------TiO2 ---- 0,8 ------0,8 ---- FeO – F2O3 ---- 1,2 0,002 0,72 0,54 1,000 V ------MgO ------0,002 0,24 ------CaO ------0,09 0,65 ------SrO ------0,015 ------BaO ------0,16 ------Na2O ------0,50 0,43 ------K2O ------0,22 0,16 ------Li2O ------0,105 0,04 ------TOTAL 99,9 98,4 100,56 100,48 96,74 100,00
Fuentes: (1) Getse (en Restrepo, 1961), (2) Wolbling (en Restrepo, 1961), (3) Zambonini, 1928 (en Hall, 1976), (4) Tsherepivskaya, 1971 (en Hall, 1976), (5) Bernawer, 1933 (en Hall, 1976), (6) Barriga, 1948 (en Hall, 1976).
El Be se concentra en los fluidos residuales de las etapas finales de cristalización de rocas ígneas intrusivas junto con álcalis (Na2O+K2O), Sílice 2- 2- (SiO4 ), alúmina (AlO4 ), tierras raras livianas, así como con elementos y - - complejos volátiles, tales como fluoruro (F ), hidróxilos (OH ), carboxilos (CO2H), boro (B) y fósforo (P) (Mulligan, 1968). De esta forma, a medida que avanza el grado de cristalización de un magma, las concentraciones de Be aumentan en el fluido residual.
En el modelo relacionado con actividad magmática, rocas ígneas intrusivas de composición félsica de las últimas etapas de cristalización (pegmatitas), asociadas a granitoides, portadoras del Be, intruyen rocas básicas a ultrabásicas en las cuales se encuentra el Cr y V necesario para formar la esmeralda. Los yacimientos que se ajustan a este modelo están por lo general
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asociados a la intrusión de rocas graníticas en rocas encajantes prácticamente siempre de quimismo básico a ultrabásico (Recio & Zubías, 2007).
En este tipo de depósito se presentan procesos de tipo neumatolítico que dan lugar a yacimientos tipo greissen. Los greissen son zonas de alteración relacionadas con granitos, por intrusión de otros cuerpos, que en general afectan sectores periféricos o apicales del propio granito. En estas zonas se produce una destrucción del feldespato potásico con formación de mica blanca microcristalina (illita) y con entrada de abundante sílice que se deposita en la roca en forma coloidal (calcedonia), en lo que de denomina proceso de silicificación (Evans, 1995; Guilbert & Park, 1986).
Las pegmatitas ácidas (silíceas) están compuestas principalmente por cuarzo, microclina, albita y moscovita. Son muy importantes desde el punto de vista económico, ya que su fase magmática residual es rica en agua, produciendo grandes cristales de tales minerales. Los elementos mineralizantes típicos de las pegmatitas son: B, F, P y S y por lo tanto son comunes minerales como berilo, turmalina, topacio, fluorita, criolita, apatito, ambligonita, siderita, columbita, tantalita, molibdeno, casiterita y minerales de tierras raras (Garcés, 1995).
Las temperaturas de formación de las esmeraldas en los yacimientos de tipo pegmatítico suelen ser superiores a los 350°C y los datos de inclusiones fluidas suelen indicar precipitación a partir de salmueras complejas (H2O – CO2 ± CH4), con salinidades del 12 – 40% equivalente de NaCl (Recio & Zubías, 2007). Larsen (en Garcés, 1995) indica temperaturas de formación a partir del estudió de inclusiones fluidas en cuarzos entre 500ºC y 700ºC.
A este tipo de depósito parece que corresponde el de Wodgina en Australia, donde rocas metamórficas del Precámbrico cubiertas por arcillas, limolitas, y cuarcitas están cortadas por aplitas y pegmatitas del Plutón Mole. Las esmeraldas se han encontrado en diques alterados, greisenitizados con cuarzo, topacio, feldespato y mica en cavidades.
En Suramérica, depósitos de esmeraldas relacionados con pegmatitas se encuentran en la Bahía Carnaiba (Brasil), en el contacto entre pegmatitas con serpentinitas de la Serie Jacobina en un evento ocurrido hace 1.900 Ma (Giuliani et al., 2002).
3.3.2 Depósitos relacionados con metamorfismo regional y de contacto Los depósitos de esmeraldas atribuidos a metamorfismo regional parece que se originaron en eventos sin o postectónicos, por cambios químicos (metasomatismo) entre rocas félsicas tales como neises cuarzo–feldespáticos,
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esquistos granatíferos o pegmatitas pre-metamórficas, relacionadas con rocas adyacentes portadoras de Cr como serpentinitas. La relación entre las rocas que proveen el Cr y Be puede ser tectónica. Este tipo de yacimientos se encuentran por lo general en zonas de escudo, las cuales han sufrido casi siempre varios eventos orogénicos que han cambiado parcial o totalmente las rocas originarias.
Entre los depósitos de esmeraldas relacionados con metamorfismo regional en escudos antiguos, se puede citar el de Zimbabwe – Sandawana, en donde las esmeraldas se formaron a lo largo del cinturón verde de Mweza, en el cratón Arqueano de Zimbabwe, entre pegmatitas deformadas y rocas vulcano- sedimentarias.
Un depósito de esmeraldas atribuido a metamorfismo de contacto se encuentra en Ucrania, en donde la mineralización se presenta en la zona de alteración entre pegmatitas y rocas ultramáficas (Giuliani et al., 2002).
3.3.3 Depósitos relacionados con procesos hidrotermales Los depósitos hidrotermales de esmeraldas se pueden dividir en dos tipos: hidrotermales con influencia magmática e hidrotermales sin influencia magmática.
Depósitos hidrotermales con influencia magmática. Se presentan en las últimas etapas de cristalización magmática, cuando soluciones hidrotermales salen del magma como líquidos alcalinos ricos en constituyentes volátiles (fase neumatolítica), depositándose en zonas de cizalla, fisuras y cavidades. Por lo general presentan reemplazamiento y alteraciones en las rocas encajantes y se han clasificado, según su profundidad, en hipotermales, mesotermales y epitermales (Garcés, 1995).
Este tipo de yacimiento se caracteriza por la interacción de soluciones con rocas volcánicas, en donde el Be es derivado de micas y feldespatos de granitos y el Cr de rocas máficas encajantes (Schwarz et al., 2002).
Este tipo de depósito se presenta en Guantú (Nigeria), donde por la alteración de la parte basal de pegmatitas, las esmeraldas se formaron por albitización mediante metasomatismo alcalino a temperaturas de 400 a 450ºC.
Depósitos hidrotermales sin influencia magmática. En el modelo tectónico- hidrotermal, la formación de esmeraldas ocurre como resultado de la actividad hidrotermal asociada a fallas corticales o zonas de cizalla que afectan a esquistos máficos-ultramáficos. Las estructuras concentran el flujo de los fluidos, que lixivian Cr – V en las rocas básicas y precipitan las esmeraldas en
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el frente de alteración / metasomatismo durante la interacción roca-fluido, cuando el fluido portador del Be encuentra el esquisto rico en Cr. En este tipo de yacimiento la salinidad del fluido puede oscilar desde bastante baja a supersaturado (Recio & Zubías, 2007).
La presencia de sulfatos parece ser importante a la hora de controlar la química del fluido durante la precipitación de esmeraldas. Este modelo no requiere la existencia de pegmatitas o rocas ígneas (graníticas) asociadas.
Los yacimientos colombianos son un caso especial dentro de este modelo; en Colombia el origen de los yacimientos de esmeraldas en los dos cinturones posiblemente responde a procesos de tipo hidrotermal sin influencia magmática, relacionados a salmueras provenientes de evaporitas que se encontraban en la cuenca sedimentaria e interactuaron con rocas lutíticas (shales) negras (carbonosas) que liberaron Cr, V y Be, a temperaturas entre 300 a 350ºC y 900 a 1000 bares de presión.
3.4 ORIGEN DE LOS DEPÓSITOS COLOMBIANOS
Para los depósitos de esmeraldas en Colombia se han propuesto dos teorías, básicamente una de origen ígneo y otra de origen sedimentario.
3.4.1 Origen ígneo Restrepo (1961) y Hall (1976), plantean que los fluidos mineralizantes tienen una composición geoquímica de origen ígneo–pegmatítico. Beuss (1969) sugiere para las esmeraldas de Muzo un origen a partir de soluciones hidrotermales ricas en carbonatos en donde el Be se transporta en soluciones carbonatadas. Beuss & Mineev (1972), afirman una procedencia para los fluidos de soluciones epitermales ricas en Be y tierras raras que provienen de fuentes endógenas y profundas y la esmeralda precipita en filones de baja temperatura.
Para Restrepo (1961) las principales característica de la mineralización son las siguientes:
Minerales primarios: cuarzo – feldespato.
Minerales accesorios: berilo – parisita (?) – apatito – fluorita – mica.
Minerales de reemplazamiento: calcita – dolomita – barita – pirita.
Minerales de alteración: limonita – azufre – caparrosa (sulfato de cobre).
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Para Hall (1976) las principales característica de la mineralización son las siguientes:
Estado uno: fracturas rellenadas por calcita.
La esmeralda y muchos silicatos fueron precipitados en espacios vacios dentro de la fracturas.
Generación de minerales de carbonatos.
3.4.2 Origen sedimentario: interacción roca (calcárea – carbonosa) con fluidos hipersalinos de procedencia evaporítica Escovar (1975) sugiere un origen autóctono en donde los fluidos mineralizantes se originaron por la interacción de aguas meteóricas y connatas con los shales negros, lixiviando el Be y Cr de las rocas encajantes.
Este tipo de mineralización ha sido tema de estudio de varios autores a partir de los años 90 (p.e. Ottaway, 1991; Giuliani et al., 1992; Cheilletz et al., 1994; Ottaway, 1991; Ottaway et al., 1994; Giuliani et al., 1995 a y b), quienes por microtermometría en inclusiones fluidas y análisis isótopos estables, establecen el origen, naturaleza de fluidos y temperaturas de entrampamiento; además realizan estudios de la maduración de la materia orgánica para las rocas que hospedan la mineralización, con los siguientes resultados (Maya et al., 2004):
Estudios microtermométricos Sonda Raman y SEM, indican la presencia de sales ricas en H2O – NaCl – KCl – KCl2 – CO2 – N2 incluidas en las esmeraldas (Ottaway, 1991; Ottaway et al., 1994) y en carbonatos y pirita (Giuliani et al., 1990 a, c, d; Cheilletz et al., 1994), en donde la composición de los fluidos encontrados en estos minerales es homogénea y similar para los dos cinturones.
Estudios de microtermometría en inclusiones primarias de esmeraldas, cuarzo y fluorita, en depósitos de los dos cinturones, indican que las inclusiones fluidas tienen una salinidad aproximada de 40% en peso de NaCl y que pueden contener cantidades significativas de Ca, K, Fe y Mn. De igual forma se identificaron los siguientes minerales: halita, calcita, dolomita, parisita, siderita, pirita, esfalerita y silicatos (Giuliani et al., 1993).
Las inclusiones fluidas muestran los siguientes resultados: la presencia de salmueras CaCl2 – NaCl está claramente evidenciada por SEM y por las temperaturas eutécticas que van desde -56,1°C hasta -31,6°C. Los rangos de halita Tf (Tfh) están entre 284°C y 326°C. La temperatura de homogenización líquido – vapor está entre 215°C y 330°C. La
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combinación de Tfh y Tmi permitió la estimación de la salinidad total del fluido: (H2O)55 – (NaCl)30 – (CaCl2)15. La constante Tfh mostró que el fluido fue esencialmente homogéneo en la temperatura de cierre. Mientras que varios Tfh >300°C para Th = 250°C indican que la solución estuvo en el límite de la saturación. En este caso, se puede admitir que Tfh puede ser la temperatura real de formación de la inclusión (T= 300°C – 350°C, P= 1,3 – 1,5 Kb). (Giuliani et al., 1991).
Estudios de isótopos de azufre, realizados en piritas sincrónicas con la mineralización de esmeralda varían desde δ34S +14.8 a 19.4‰, mientras la pirita sedimentaria de los shales negros dan -2.4‰, esto sugiere la ausencia de participación de fuentes sulfurosas magmáticas o de shales negros del Cretácico temprano. Los valores altos δ34S involucran la reducción de sulfatos evaporíticos sedimentarios marinos a sulfuros hidrogenados por la interacción con estratos ricos en materia orgánica (Giuliani et al., 1995 a, b).
El estudio de fluidos, sugiere dos tipos, el fluido E (inclusiones en esmeraldas y fluoritas), fue relativamente oxidante y dominado por Na+, Cl- 2- y (SO4) , con bajos niveles en otros cationes y reaccionó con lutitas negras, causando blanqueamiento por oxidación termoquímica de la 2- materia orgánica, por (SO4) para producir sulfuro reducido y CO2 y liberar metales como Cr, V, Be, dentro de la solución y el fluido Q (inclusiones de cuarzo) fue más reductor y estuvo dominado por Na, Ca y Cl con altos niveles de Fe, Pb, Zn, Ba, Sr, etc. y es el responsable de la depositación de fluorita, pirita, dolomita y parisita.” (Banks et al., 1995).
En resumen, los estudios de los fluidos de las inclusiones indican que los fluidos mineralizantes que precipitaron las esmeraldas eran altamente salinos, con temperaturas de formación entre 300ºC a 350ºC, presiones mínimas de confinamiento entre 900 y 1.000 bares, cercanos a la superficie y que tuvieron una única fuente sin relación a magmatismo.
Análisis radiométricos. Se efectuaron dataciones Ar40/Ar39, en moscovita verde rica en Cr y V de muestras del CEOC (Muzo), que dieron edades de 36 3 Ma para los depósitos de Coscuéz y 32 3 Ma para el depósito de Muzo – Quípama (Cheilletz et al., 1994).
En el CEOR muestras de moscovita de venas fueron datadas por el método Ar40/Ar39 y las edades calculadas fueron de 65,0 1,9 Ma y 65,2 1,4 Ma (Cheilletz et al., 1995).
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Romero et al. (2000), mediante estudios Rb87/Sr86 usando errócronas con contenido geológico, establecieron una edad de 67 Ma para los depósitos del COEC (Muzo) y otra de 61 Ma para el CEOR (Chivor).
Mantilla et al. (2007), mediante dataciones Re-Os establecieron edades de 12.4 ± 0.9 Ma en muestras de esmeraldas del CEOC (minas La Paz y El Repollal en el sector minero de Coscuéz y mina El Trapiche del sector minero de Peñas Blancas), edad isocrónica que ellos consideran como edad de formación de los depósitos de esmeraldas y que según ellos resulta de alguna manera coetánea con la edad de un evento deformativo generador de planos de anisotropía en algunos sectores del CEOC y la propia exhumación del área.
3.5 RELACIÓN ENTRE DEFORMACIÓN TECTÓNICA, ROCA CAJA Y LA MINERALIZACIÓN DE ESMERALDAS
INGEOMINAS & Mora (2005), estudian las relaciones de continuidad lateral y ambientes de sedimentación asociada con las rocas encajantes de las mineralizaciones de esmeraldas en algunos sitios del CEOR y realizan un análisis estructural en varios sectores tanto del CEOC (carretera San Pablo de Borbur-Pauna y zona minera de Coscuez, véase Figura 2 para localización) como del CEOR (Río Batatas y mina El Porvenir en la zona minera de Chivor, véase Figura 3 para localización) con el propósito de entender la temporalidad relativa de las mineralizaciones de esmeralda respecto a las deformaciones mesoscópicas y macroscópicas y la naturaleza de las vías de migración de los fluidos mineralizantes, específicamente caracterizar la deformación mesoscópica asociada espacialmente a las mineralizaciones; estos estudios constituyen la primera caracterización del patrón de fracturamiento de las rocas del Cretáceo Inferior de la Cordillera Oriental de Colombia llegándose a las siguientes conclusiones:
1. Tanto la cartografía geológica regional como los estudios estratigráficos locales (INGEOMINAS & Mora, 2005; Reyes et al., 2006; Terraza et al., 2008; Montoya et al., 2008) indican que las rocas encajantes de las mineralizaciones de esmeraldas se encuentran restringidas, por el contexto paleogeográfico, a ciertas unidades litoestratigráficas del Cretáceo inferior, específicamente asociadas a facies finogranulares calcáreas y carbonosas compuestas por arcillolitas y lodolitas calcáreas y micritas de coloración negra ricas en materia orgánica. Se encontró que las principales mineralizaciones de esmeraldas se hospedan en las formaciones Muzo (Hauteriviano-Barremiano) y Rosablanca (Valanginiano inferior), para el caso del CEOC (véase Figura 12), y muestran estrecha relación con episodios evaporíticos ocurridos en el Berriasiano, tanto en la Formación Chivor como en la parte baja de la Formación Santa Rosa, para el caso del CEOR (véase Figura 13). La relación establecida con rocas de
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origen evaporítico refuerza la conclusión de Giuliani et al. (1995 a y b) en cuanto a un origen a partir de salmueras evaporíticas de buena parte de los fluidos mineralizantes, no obstante, estas condiciones paleoambientales aún no se han podido establecer para el caso del CEOC. Lo planteado anteriormente sugiere un origen de los fluidos mineralizantes en un sistema cerrado y autóctono, lo que implica migración de fluidos de cortas distancias.
2. Se plantea una sucesión de eventos tectónicos que dieron origen a las mineralizaciones de esmeraldas, lo cual implica que las mineralizaciones están circunscritas a un proceso de plegamiento (Figura 11).
Figura 11. Sucesión de eventos tectónicos generadores de las esmeraldas (Tomado de INGEOMINAS & Mora, 2005).
En esta sucesión de eventos se identificaron varios estados comunes a ambos cinturones esmeraldíferos:
Fracturas conjugadas que forman ángulos agudos entre sí. Se originan en un estado pre-plegamiento durante el cual si bien ya existía el régimen de esfuerzos que originó los pliegues, la flexión de las capas asociadas a los mismos aún no se había iniciado o era de muy bajo ángulo.
Fracturas paralelas y perpendiculares al eje de pliegues. Se originan durante los estados iniciales del plegamiento. Este juego de fracturas ortogonales y simétricas respecto al pliegue se constituye en un elemento común respecto a otros cinturones plegados y de cabalgamiento (Stearns, 1968; Cooper, 1992; Coli & Sani, 1990; Flórez-Niño et al., 2005).
El hecho de que las fracturas estén mineralizadas o no depende directamente de las unidades que las contienen, entendiéndose en este
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caso por mineralización cualquier relleno de las fracturas y no necesariamente la paragénesis de las esmeraldas. En este contexto las unidades litológicas pelíticas no calcáreas serían las más inadecuadas para que contengan fracturas mineralizadas; por el contrario, las unidades calcáreas serían las más propensas para que los fluidos mineralizantes rellenen las fisuras de estas rocas. Este hecho sugiere un régimen de migración de fluidos intraformacional y de cortas distancias en concordancia con lo dicho anteriormente. Por lo tanto, el fracturamiento inicial está relacionado a los estados iniciales de la deformación tectónica. Dichos estados iniciales también se asociarían, desde el principio, con una deformación interna penetrativa (foliación tectónica). Una vez estos procesos se inician las evidencias indican que ante un aumento en la amplitud de los pliegues y de la presión de fluidos se produciría el relleno de las fracturas preexistentes. Dentro de este proceso de mineralización, las esmeraldas serían los minerales más internos dentro de un crecimiento sintaxial (es decir, crecen desde las paredes de las venas hacia el interior, opuesto a un crecimiento antitaxial que es desde el interior hacia las paredes).
En estados posteriores de deformación, con amplificación aún mayor de los pliegues, las venas mineralizadas extensionales terminan pasivamente en posiciones dentro del pliegue lo que implica que sufran acortamiento y plegamiento ptigmático. De esta manera se produce el brechamiento hidráulico ante presión de fluidos finalmente máxima.
En esta sucesión de eventos, por lo tanto, las mineralizaciones están circunscritas a un proceso de plegamiento.
El fracturamiento y sin duda alguna buena parte de las mineralizaciones que rellenan las fracturas están totalmente ligadas a fenómenos flexurales. Aún más, parece ser que ciertas mineralizaciones de calcita se asocian directamente a disolución por presión en las capas directamente adyacentes, donde se genera foliación tectónica y migración directa de fluidos hacia las fracturas circundantes.
Sin embargo, no se puede descartar del todo un contexto donde la mineralización especifica de las esmeraldas se relacione con otros procesos, por ejemplo, migración de fluidos hidrotermales externos a la roca encajante. Pese a esto, sean cuales fueren esos procesos adicionales, no fueron anteriores ni posteriores a un proceso de plegamiento y deformación interna, fueron contemporáneos (véase Figura 11).
El fracturamiento hidráulico observado (p.e zona mineralizada de Coscuez- CEOC y Río Batatas-CEOR) sugiere que la migración de los fluidos se
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produjo, probablemente, principalmente a través de los planos de estratificación. Se observó que las zonas de brechamiento hidráulico no son niveles estratiformes continuos lo cual implica que dichas zonas no constituyeron vías importantes para la migración de los fluidos mineralizantes. Las fracturas perpendiculares a la estratificación tienen longitudes muy cortas para representar vías de migración representativas.
Las zonas de falla permanecen como una hipótesis no demostrada y solo ocasionalmente observada como eventuales vías de migración de fluidos; contrario a lo que argumenta Branquet et al. (1999b) no se encontró evidencia alguna de que la migración de fluidos se haya dado mayormente a través de fallas de cabalgamiento; los casos documentados son aislados (p.e confluencia Río Chivor-Río Guavio) y tampoco indican que las zonas de falla o contactos mecánicos puedan llegar a ser sitios potenciales para la prospección de esmeraldas (la cercanía o lejanía de las minas de esmeraldas a las fallas son casos más bien fortuitos); tampoco se observaron casos suficientes como para generalizar sobre la presencia de despegues mineralizados como lo asumen Cheilletz et al. (1994).
Posteriormente, en etapas más avanzadas de la deformación, áreas como la zona mineralizada de Coscuez sufren un acortamiento aun mayor, probablemente contemporáneo con la mayor exhumación, el cual bascula las capas a estados subverticales y probablemente rota localmente los ejes de pliegues a lo largo de ejes verticales. Las fracturas previamente formadas también son pasivamente basculadas en este proceso. Finalmente, también se observó que en general hay una sobreimposición de deformación cataclástica tardía la cual en ningún caso se observó mineralizada.
La relación tectónica-mineralización no es lineal. No es necesario que para que haya mineralizaciones de esmeraldas se requiera de condiciones de deformación especialmente intensas.
3. Los estudios de microsonda y de inclusiones fluidas de Cheilletz et al. (1994) sirvieron como base para sustentar la hipótesis de que las mineralizaciones se producen antes de los procesos mayores de exhumación de la Cordillera Oriental. Un origen durante procesos cataclásticos superficiales parece inviable y en cambio un origen ante ciertas presiones y temperaturas, en vista de su asociación con una fábrica planar, mayores de 150° es muy probable.
4. Las edades obtenidas por Cheilletz et al. (1991) y Cheilletz et al. (1995) que oscilan entre 32 y 38 Ma para el CEOC y 62 a 68 Ma para el CEOR, así como las de Romero et al. (2000) de 67 Ma para los depósitos del COEC y de 61 Ma para el CEOR, concuerdan con estudios regionales (Van der Hammen, 1958;
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Gómez et al., 2003; Restrepo et al., 2004; Gómez et al., 2005; Cortés et al., 2005) que muestran evidencias de la presencia de deformación y plegamiento desde el Maastrichtiano-Paleoceno y durante el Eoceno. De igual forma, la edad 12.4 ± 0.9 Ma para las esmeraldas del CEOC (Mantilla et al., 2007) es concordante con procesos de fuerte plegamiento, levantamiento e inicio de erosión en la Cordillera Oriental durante el Mioceno medio (Van der Hammen, 1958; Cooper et al., 1995).
El trabajo más cercano al área del CEOC es el de Restrepo et al. (2004) quienes fijan el inicio de la deformación hacia el Paleoceno tardío – Eoceno temprano en este sector.
Aún más, Montes et al. (2005) plantea acortamiento por deformación interna incluso desde el Campaniano, que tampoco diverge de las edades obtenidas radiométricamente, con lo cual la diferencia de edades entre ambos cinturones no implica necesariamente que los procesos y contextos tectónicos sean diferentes como lo proponen erróneamente Branquet et al. (1999a). Las edades existentes hasta la fecha y las evidencias estructurales encontradas guardan equilibrio mutuo con lo cual se descarta un origen magmático durante el Cretáceo Inferior o un origen reciente post-exhumación, por lo cual edades de mineralización cercanas a 65 o 61 millones de años en el CEOR (Cheilletz et al., 1994; Romero et al., 2000) implicaría que las evidencias de deformación datarían de esa época, constituyéndose por lo tanto en las primeras evidencias claras de deformación compresiva desde el Maastrichtiano-Paleoceno en el flanco oriental de la Cordillera Oriental.
5. El inicio de la exhumación tectónica si puede ser un factor que detenga los procesos mineralizantes, dadas las condiciones de presión y temperatura propuestas por Cheilletz et al. (1994).
6. INGEOMINAS & Mora (2005), recalcan sin embargo, que estos análisis deben ser tomados aún como una primera aproximación y no como ideas definitivas, ya que el volumen de datos no fue lo suficientemente denso como para representar todas las localidades mineralizadas y se puede producir un sesgo en la interpretación general de las poblaciones de venas y fracturas analizadas, por lo cual se requieren de más puntos de análisis estructural para robustecer el modelo y la temporalidad relativa del fracturamiento. Recomiendan adicionalmente, para el entendimiento y contexto geológico de las edades absolutas de las mineralizaciones, llevar a cabo estudios de historia de exhumación de temperaturas intermedias, utilizando trazas de fisión en zircones y apatitos.
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Estos estudios tendrían la gran ventaja, frente a otras dataciones como el Ar-Ar, de poder ser realizados tanto en la roca encajante como en las mineralizaciones, con la única condición inicial de que se encuentren los minerales adecuados (apatitos y circones).
En esas condiciones las dataciones individuales, tanto de la roca encajante como de las mineralizaciones, permitirían saber si la mineralización se debe a una anomalía termal local o a condiciones generales de presión y temperatura que afectaban a toda la unidad encajante como consecuencia de la pila de sedimentos. En el primer caso las edades de trazas de fisión de la roca encajante y las mineralizaciones serían diferentes mientras que en el segundo las edades serían idénticas.
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4. ZONAS POTENCIALES Y CRITERIOS DE EXPLORACIÓN
El gobierno nacional, a través del Plan Nacional de Desarrollo Minero (2002- 2006), le otorgó la misión a INGEOMINAS de explorar geológicamente los cinturones esmeraldíferos de la Cordillera Oriental de Colombia con el propósito de descubrir nuevas áreas potenciales para la explotación de esmeraldas y establecer nuevos criterios de exploración. A comienzos del año 2005 se inició el levantamiento sistemático de la cartografía geológica a escala 1:25.000, tanto en el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC) como en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR), que involucró zonas de los departamentos de Santander, Boyacá y Cundinamarca (véase Figura 1).
El propósito en este capítulo es difundir a la comunidad y al gremio geológico los mapas regionales de zonas potenciales para esmeraldas obtenidos de la cartografía geológica adelantada en los cinturones esmeraldíferos (Reyes et al., 2006; Terraza et al., 2008; Montoya et al., 2008) y plantear de manera general, unos criterios de exploración obtenidos con base en el conocimiento geológico que se tiene hasta la fecha de los yacimientos esmeraldíferos colombianos; estos criterios fueron esbozados por Mantilla et al. (2007).
4.1 ZONAS POTENCIALES
Previo a los trabajos de Reyes et al. (2006), Terraza et al. (2008) y Montoya et al. (2008) no se conocía ningún mapa regional sobre zonas potenciales para exploración de esmeraldas de los cinturones esmeraldíferos, a pesar de los numerosos trabajos geológicos realizados en estas áreas por diversos autores desde los años 20’s, tendientes a explicar el origen de los yacimientos esmeraldíferos colombianos (al respecto véase Maya et al., 2004).
A finales de los años 70’s y mediados de los 80’s INGEOMINAS publica las planchas geológicas a escala 1:100.0000 correspondientes a los Cinturones Esmeraldíferos Occidental-CEOC (Ulloa & Rodríguez, 1978a, b; Rodríguez & Ulloa, 1984a, b) y Oriental- CEOR (Ulloa et al., 1975; McLaughlin & Arce, 1975). En estos mapas se localizan puntualmente los yacimientos esmeraldíferos conocidos hasta el momento, así como otros tipos de yacimientos (Zinc, Hierro, Yeso, Plomo, Manganeso, entre otros), no obstante, las unidades del Cretácico inferior donde se ubican las minas de esmeraldas fueron agrupadas en los denominados “grupo La Palma”, “formación Paja”, “formación Calizas del
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Guavio” o Formación Lutitas de Macanal, que involucran grandes intervalos estratigráficos, tanto en espesor como en edad, razón por la cual se representaron cartográficamente como grandes manchas verdes que impedían relacionar niveles estratigráficos específicos con los principales yacimientos esmeraldíferos conocidos.
La cartografía geológica realizada recientemente por INGEOMINAS en los Cinturones Esmeraldíferos, permitió diferenciar para el caso del CEOR tres nuevas unidades litoestratigráficas con rango formacional para el Cretácico basal (Berriasiano), denominadas como Formación Santa Rosa, Formación Chivor y Formación Ubalá, que sustituyen lo que antiguamente se conocía como Calizas del Guavio (Ulloa et al., 1975; Ulloa & Rodríguez, 1979). Para el caso del CEOC se demostró claramente que en los “grupos La Palma” y en la “formación Paja” (en el sentido de Ulloa & Rodríguez, 1978a, b y Rodríguez & Ulloa, 1984a, b) se pueden cartografiar igualmente tres unidades con jerarquía de formación, de las cuales las dos inferiores se propusieron formalmente como nuevas unidades litoestratigráficas (formaciones Furatena y Muzo del Valanginiano superior y Hauteriviano-Barremiano, respectivamente) y la unidad superior correspondiente a la Formación Capotes (Aptiano superior-Albiano inferior).
Producto de este trabajo cartográfico y estratigráfico se estableció que las principales mineralizaciones de esmeraldas se hospedan en las formaciones calcáreas Muzo (Hauteriviano-Barremiano) y Rosablanca (Valanginiano inferior), para el caso del Cinturón Occidental (CEOC), y muestran estrecha relación con episodios evaporíticos ocurridos en el Cretácico basal (Berriasiano), tanto en la Formación Chivor como en la parte baja de la Formación Santa Rosa, principalmente, para el caso del Cinturón Oriental (CEOR) (Figuras 12 y 13). La Formación El Peñón (Barremiano-Aptiano tardío) se constituye en un reservorio potencial para el caso del CEOC.
4.2 CRITERIOS DE EXPLORACIÓN
Consecuentes de la necesidad de establecer unos indicadores geológicos que sirvan de guía a la industria minera del sector esmeraldífero colombiano, para determinar el grado de confiabilidad y riesgo entorno a un área en la cual se tenga previsto desarrollar labores mineras de explotación de esmeraldas, se plantean una serie de criterios de exploración los cuales se consideran claves en esta tarea. Evidentemente estos indicadores de confiabilidad y riesgo, serán un reflejo directo del grado de conocimiento geológico del área de interés. En este sentido (pero conscientes de la necesidad de profundizar en esta propuesta), se identificaron algunos aspectos geológicos que se consideran relevantes como guías de exploración (Mantilla et al., 2007).
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Figura 12. Zonas potenciales para esmeraldas en el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC).
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Figura 13. Zonas potenciales para esmeraldas en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR).
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A continuación, de forma resumida, se indican algunos criterios geológicos (paleogeográficos, estratigráficos, cartográficos y geoquímicos) que se deben tener en cuenta para delimitar áreas con potencial esmeraldífero, lo cual implica que a mayor conocimiento geológico, mayor será la confiabilidad y menor será el riesgo para la exploración de este tipo de recurso:
- Localizar los prospectos en la zona depocentral de la cuenca Cretácica inferior de Colombia (Figura 14), en donde la sedimentación se dio sobre fondos marinos de costa-afuera en condiciones anóxicas, reductoras y ricas en materia orgánica. Hacia las partes marginales localizadas al oriente de esta cuenca, donde actualmente se ubica el CEOR, se dieron condiciones de sedimentación en ámbitos marinos muy someros transicionales, con episodios evaporíticos, posiblemente una albúfera (“lagoon”) con facies submareales de arcillolitas y lodolitas intercaladas con facies supramareales e intermareales de tapices de algas y acumulación de niveles evaporíticos. Esta área depocentral, al parecer, jugó un papel importante como límite de la celda o celdas hidrotermales que debieron actuar durante los eventos mineralizantes generadores de esmeraldas. Actualmente, aún no se conoce el límite geográfico exacto de esa área depocentral, sin embargo, con base en datos aún inéditos relacionados con la composición isotópica de los carbonatos (trabajos realizados por el grupo de Investigación MINPETGEO, de la Escuela de Geología de la UIS), y las observaciones realizadas por INGEOMINAS durante los trabajos de cartografía geológica de los cinturones esmeraldíferos, se sugiere como límite norte del área depocentral el sector sur del municipio de Sucre (22 km al noreste del municipio de La Belleza en el departamento de Santander, véase Figura 2), y el límite sur se localizaría aproximadamente al norte del municipio de La Palma en el departamento de Cundinamarca (véase Figura 3). De occidente a oriente esa zona estaría delimitada por el sistema de Fallas de La Salina y por el Sistema de Fallas del Borde Llanero respectivamente (véase Figuras 4 y 5).
- Para el Cinturón Esmeraldífero Occidental (CEOC) se deben localizar los prospectos en las formaciones calcáreas Rosablanca (Valanginiano), Muzo (Hauteriviano - Barremiano) o El Peñón (Barremiano-Aptiano superior), y para el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR) en las formaciones calcáreo- siliciclásticas Santa Rosa o Chivor pertenecientes al piso Berriasiano.
- Localizar los prospectos en zonas donde haya profusión de venas y brechas hidrotermales que indiquen eventos mineralizantes (hidrofracturamiento, venas, niveles y/o bandeamientos albitíticos, brechificación con bolsas de rellenos hidrotermales (Figura 15).
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- Verificar que exista la asociación mineral típica de las zonas esmeraldíferas constituida por Albita + Calcita + Dolomita o Albita + Calcita + Dolomita + Ilita 2M1 y sulfuros.
Figura 14. Distribución de facies sedimentarias y armazón tectónico de Colombia a través del Fanerozoico durante el intervalo de tiempo Berriasiano- Valanginiano. CEOC= Cinturón Esmeraldífero Occidental, CEOR= Cinturón Esmeraldífero Oriental (con base en Etayo et al., 1997, 2003).
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Figura 15. Estructuras hidrotermales típicas de las zonas con mineralización de esmeraldas en Colombia. A= Brecha hidráulica de fragmentos de arcillolita calcárea carbonosa cementados por calcita, B= venas de calcita paralelas a la estratificación, C= Lodolita calcárea carbonosa con venas de calcita-dolomita de aspecto brechoide, D= Venas de calcita lenticulares transversales a la estratificación, E= Lodolita carbonosa con bandeamientos albitíticos, F= Brecha de clastos de lodolitas cementados con calcita y dolomita, G y H= Nivel evaporítico albitizado con pirita, calcita y dolomita. Localización geográfica
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(véase figuras 12 y 13): A y B= Minas de Coscuez, Fm. Muzo; C y E= Minas de Muzo, Fm. Muzo; D= Minas de Peñas Blancas, Fm. Rosablanca; F= Minas de Gachalá, Fm. Santa Rosa; G y H= Minas de Chivor, Fm. Chivor. - Confirmar que haya alta madurez termal de componenentes orgánicos (valores de Ro ≥ 3%) e inorgánicos (cristalinidad de la ilita 2M1 en el rango de la anquizona o epizona) en la roca caja que presenta las mineralizaciones.
- Determinar la presencia de inclusiones fluidas sobresaturadas en sales (principalmente halita) que indiquen temperaturas de homogenización por encima de los 300°C con presencia de volátiles (especialmente CO2) en los rellenos de venas.
- Comparar la composición isotópica del δ13C en los carbonatos y del δ34S en piritas presentes en los rellenos de venas hidrotermales. Se ha establecido preliminarmente que los valores muy ligeros (negativos) están relacionados a venas con mineralizaciones esmeraldíferas, mientras que los valores muy pesados (valores positivos) se relacionan con materiales de venas donde no se ha reportado la presencia de esmeraldas.
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5. EXCURSIÓN GEOLÓGICA AL CINTURÓN ESMERALDÍFERO OCCIDENTAL
En la cartografía geológica realizada por INGEOMINAS (Reyes et al., 2006), se observó una relación directa entre la mineralización de esmeraldas y las unidades litoestratigráficas calcáreas como son las formaciones Rosablanca (Valangiano temprano) y Muzo (Hauteriviano-Barremiano), las cuales son las rocas hospedadoras de la mineralización (ver Figura 12); aunque existen muchas minas en zonas y niveles estratigráficos con rasgos litológicos similares al de las zonas productivas dichas minas no son productivas, además de estar ubicadas en otros unidades litoestratigráficas.
5.1 RECORRIDO BOGOTÁ - CHIQUINQUIRÁ - PAUNA - LA PITA - COSCUEZ EN EL CINTURÓN ESMERALDÍFERO OCCIDENTAL (CEOC)
Para llegar al CEOC se toma la vía que conduce de Bogotá a Chiquinquirá por la salida norte de la ciudad de Bogotá atravesando los departamentos de Cundinamarca y Boyacá.
Esta vía atraviesa la Sabana de Bogotá que corresponde a una altillanura constituida por depósitos pliocénicos y cuaternarios de tipo lagunar denominados Formación Sabana (Hubach, 1957) y depósitos aluviales de llanura de inundación llamados Formación Chía (Helmes & Van der Hammen, 1995). Hacia el oriente (lado derecho) se observan cerros de hasta 3.000 m.s.n.m. en donde afloran rocas sedimentarias del Campaniano-Maastrichtiano que conforman el Grupo Guadalupe (Hettner, 1892) compuesto por dos formaciones arenosas separadas por una arcillosa denominadas de base a techo por Pérez & Salazar (1978) como Formación Arenisca Dura (arenitas de cuarzo, macizas, bioturbadas, con intervalos fosfáticos y limosos), Formación Plaeners (arcillolitas con intercalaciones de porcelanita, chert y limolitas) y Formación Labor-Tierna (arenitas de cuarzo de poca dureza que se dejan laborear en lajas y arenitas de cuarzo friables). Dichas unidades afloran en estructuras anticlinales varias de las cuales están afectadas por diapirismo de sal como es el caso de Zipaquirá y Nemocón, en donde se presentan minas de sal.
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Desde el municipio de Zipáquirá hacia Ubaté, Lenguazaque y Chiquinquirá, la vía atraviesa en gran parte una sabana constituida por rocas arcillosas paleógenas y neógenas de donde se explota carbón (Formación Guaduas, Hettner, 1892), arcillas (Formación Bogotá, Hubach, 1931) que son utilizadas como material refractario (ladrillos y pisos cerámicos) y gravas y arenas de las formaciones Cacho y Regadera (Hubach, 1931).
Las rocas más antiguas del Cretácico superior se observan hacia el oriente y el occidente de la vía y están constituidas por sucesiones arenosas y arcillosas, plegadas y falladas, que generan morfología de crestas y valles; en los anticlinales afloran rocas arenosas del Grupo Guadalupe (Maastrichitano- Campaniano) y rocas arcillosas de edad Santoniano-Coniaciano (Formación Conejo, Renzoni, 1967, publicado en 1981), Turoniano (Formación La Frontera, Cáceres & Etayo, 1969) y Turoniano-Cenomaniano (Formación Simijaca, Ulloa & Rodríguez, 1991).
A partir del municipio de Chiquinquirá, la vía toma hacia el occidente y se observa un relieve montañoso en donde afloran rocas plegadas y falladas del Cretácico inferior con edades desde el Valanginiano hasta el Albiano (véase Figura 6) representadas en las siguientes formaciones: Arenisca de Chiquinquirá (Ulloa & Rodríguez, 1991), Simití (Morales, et al, 1958), Tablazo (Morales et al., 1958), Capotes (Etayo, 1979), Muzo (Reyes et al, 2006), Furatena (Reyes et al, 2006) y Rosablanca (Morales et al., 1958).
5.2 ZONA MINERA DE COSCUEZ
En el Cinturón Esmeraldífero Occidental ha sido tradicional la extracción de esmeraldas en cuatro distritos mineros, tres de ellos están ubicados en rocas de edad Hauteriviano-Barremiano (Coscuez, Muzo-Quípama y La Pita), y el cuarto distrito se encuentra en Peñas Blancas, en rocas de edad Valanginiano temprano (véase Figura 12).
En el Distrito minero de La Pita se localizan las minas, cortes o frentes de explotación La Pita, Totumos, Consorcio, Polveros y Cunas, entre otras; en el Distrito minero de Coscuez se agrupan varios cortes de la Sociedad Esmeracol y en el Distrito minero de Muzo-Quipama, se localizan los cortes de Puerto Arturo, Las Pavas, Tequendama, El Repollal, Túnel 5, etc. (véase Figura 12).
En rocas de la Formación Muzo también se presentan prospectos interesantes como los de la región de Yacopí (Chirripay y La Glorieta) y la Victoria (San Luis).
En esta excursión se visitarán los cortes ubicados en la Formación Muzo y se realizará una entrada a la mina La Pita; en Coscuéz se apreciará la roca a cielo abierto en el Cerro Coscuéz y se entrará a un corte de la Sociedad Esmeracol.
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5.2.1 Geología General Las minas de la Sociedad Esmeracol y del Cerro Coscuez están ubicadas en rocas deformadas de la Formación Muzo que hacen parte del Anticlinal de Coscuez con cabeceo al SW (ver Mapa 2).
La mina La Pita está localizada en la parte inferior de la Formación Muzo en el flanco occidental de El Sinclinal El Almendro (Figura 16); este pliegue está cortado por la Falla del Río Minero la cual tiene un comportamiento predominante transcurrente dextral (Reyes et al, 2006).
Figura 16. Panorámica del flanco occidental del Sinclinal El Almendro. Obsérvese entre líneas rojas puntadas la posición de las bocaminas de los cortes Polveros, Cunas, Totumos y La Pita en la parte inferior de la Formación Muzo.
En los estudios anteriores adelantados por INGEOMINAS (Ulloa & Rodríguez, 1978b, 1991; Rodríguez & Ulloa, 1994a, 1994b) se localizó el Distrito minero de Peñas Blancas en la Formación Rosablanca asignada al Valanginiano y las minas del sector de Muzo y Coscuéz en rocas de la Formación Paja con una edad que abarca el intervalo Valanginiano-Aptiano, lapso de tiempo bastante amplio y en el cual se depositó una secuencia sedimentaria de aproximadamente 3.000 m de espesor; en ese contexto la posición estratigráfica de las mineralizaciones de esmeralda era incierta ya que los
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cortes se ubicaban aleatoriamente en 3.000 m de secuencia que abarcan una superficie de más de 2.400 km2.
A partir de los recientes estudios geológicos adelantados por INGEOMINAS, cuyos resultados están consignados en el informe de Reyes et al. (2006), estas mineralizaciones se restringen a intervalos estratigráficos específicos; de esta manera las minas del Distrito de Peñas Blancas se ubican en rocas del Valanginiano inferior (Formación Rosablanca) y las minas de los sectores de Muzo, Coscuéz, La Pita y Yacopí en rocas de edad Hauteriviano-Barremiano pertenecientes a la Formación Muzo (300 m de secuencia), la cual suprayace a la Formación Furatena.
A continuación se describirán de manera general estas unidades litoestratigráficas.
5.2.1.1 Formación Rosablanca La Formación Rosablanca fue definida por Morales et al. (1958), para referirse a calizas masivas fosilíferas con capas de margas que gradan a shales negros; en la zona del Cinturón Esmeraldífero Occidental (véase Figura 6) se aplica esta nomenclatura a las rocas calcáreas de edad Valanginiano temprano, suprayacidas por arcillolitas y limolitas de la Formación Furatena de edad Valanginiano tardío (Etayo - Serna en preparación).
La morfología que genera es abrupta y se reconocen tres segmentos (Reyes et al., 2006). El segmento inferior se compone de capas delgadas a gruesas de micrita y micrita arcillosa negra intercaladas con lodolitas calcáreas carbonosas y arcillolitas negras; en el segmento medio (menos competente) se intercalan lodolitas negras calcáreas y capas delgadas de micritas arcillosas; también se presentan capas muy gruesas de micritas en donde se desarrollan cavernas por disolución. El segmento superior está constituido por micrita gris oscuro intercalada con arcillolitas negras calcáreas y carbonosas (Reyes et al., 2006).
En el Distrito minero de Peñas Blancas, hacia la parte superior de la unidad, se ubican las minas de esmeraldas; la secuencia está constituida por capas delgadas a medianas de micritas con intercalaciones de lodolitas calcáreas carbonosas, capas de intramicrorudita y cuarzoarenitas con cemento calcáreo (Reyes et al., 2006).
5.2.1.2 Formación Furatena La Formación Furatena fue definida por Reyes et al. (2006), para agrupar rocas siliciclásticas de edad Valanginiano (Etayo - Serna en preparación); tiene un espesor de 1.083 m en su localidad tipo y se encuentra suprayaciendo a
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micritas de la Formación Rosablanca e infrayaciendo a la unidad calcáreo- siliciclástica denominada Formación Muzo de edad Hauteriviano-Barremiano (ver Figura 6).
En la Formación Furatena se diferencian cuatro segmentos (Reyes et al. (2006). El segmento inferior (63 m), está constituido por arcillolitas y arcillolitas carbonosas, grises, dispuestas en capas muy gruesas, con laminación fina a media plana paralela continua, dada por la acumulación de materia orgánica; se observa yeso, pirita diseminada y óxidos de hierro. El segundo segmento (278 m), está compuesto por lodolitas y limolitas, de colores grises, en capas medianas a gruesas plano-paralelas continuas separadas por arcillolitas carbonosas en capas delgadas. Las rocas son silíceas y competentes; se observan lentes de carbón, moscovita, pirita, sulfatos secundarios y yeso (en lentes y láminas paralelos a la estratificación). El tercer segmento es una sucesión lodolítica-arcillosa (510 m) que hacia la parte superior presenta arenitas; las lodolitas son grises, calcáreas y no calcáreas, y se disponen en capas tabulares a lenticulares de espesor mediano y grueso; las arenitas son lodosas de grano muy fino e inmaduras; en todo el segmento se presenta pirita y yeso diseminado en láminas o venillas, además de nódulos silíceos y sulfuros; en general las rocas son físiles y tienen foliación tectónica. En el cuarto segmento (234 m), se presentan lodolitas y arcillolitas en capas lenticulares y tabulares, medianas a gruesas, con esporádicas intercalaciones de capas medianas de arenitas de grano fino, algunas con cemento calcáreo.
5.2.1.3 Formación Muzo La Formación Muzo fue definida en Reyes et al. (2006), para agrupar una sucesión calcárea y siliciclástica de edad Hauteriviano-Barremiano (Etayo – Serna en preparación), con un espesor de 160 m (ver Figura 6); sus límites inferior y superior son netos con rocas siliciclásticas de la Formación Furatena y de la Formación Capotes, respectivamente.
En esta unidad se intercalan paquetes de 10 a 20 m de capas tabulares delgadas a medianas de lodolitas calcáreas carbonosas y calizas micríticas grises con paquetes de 5 a 2 m de lodolitas y arcillolitas carbonosas. Se reconocen capas delgadas de arenitas de cuarzo de grano muy fino, en ocasiones con cemento calcáreo. En general se presentan venas de calcita- albita, pirita, paralelas o cortando la estratificación, además de brechas hidrotermales y nódulos de pirita. Es común, por procesos de albitización, que la roca tome coloración gris claro, café amarillento pálido o gris oliva pálido y un aspecto similar al de una roca silícea (Reyes et al., 2006).
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5.2.2 Cerro Coscuez El Cerro Coscuéz está formado por rocas de la Formación Muzo que hacen parte del Anticlinal de Coscuez (Figura 17) el cual se extiende desde la Falla Itoco, al sur, hasta la localidad de San Martín al norte (ver Mapa 2); esta estructura es relativamente simétrica y poco deformada internamente, excepto en la zona mineralizada de Coscuéz, donde las rocas de la Formación Muzo presentan plegamientos apretados denotando fuerte deformación y acortamiento.
Figura 17. Panorámica del Cerro Coscuéz en rocas de la Formación Muzo. Las líneas rojas punteadas indican los caminos “Sección intermedia” y “Carretera principal” (INGEOMINAS & Mora, 2005).
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5.2.2.1 Litología En el Cerro Coscuéz se intercalan lodolitas, lodolitas calcáreas y micritas negras en capas medianas a gruesas, con capas delgadas de arenitas de cuarzo de grano muy fino y fino con y sin cemento calcáreo; la estructura interna predominante es laminación plana paralela continua. Las rocas sufren metasomatismo y albitización.
5.2.2.2 Estructuras locales En el Cerro Coscuez, INGEOMINAS & Mora (2005), definieron la estructura general con base en la polaridad de las capas y los buzamientos; para esto se tomaron datos en tres secciones que cortan el cerro (Sección Superior, Sección Intermedia y Sección Carretera) y por el camino que lleva a estas secciones (Sección Camino) (Figura 18).
Las conclusiones principales de este estudio se enuncian a continuación:
Se puede definir a grandes rasgos para el Cerro Coscuez un par sinclinal anticlinal principal, el cual sólo es modificado por plegamientos menores a escala mesoscópica (Figura 18); hacia el oriente, se presenta un anticlinal cuyo flanco oriental esta invertido y que puede estar fallado en su charnela, ya que enfrenta litologías no calcáreas y sin venas en su flanco NW contra horizontes calcáreos y con venas paralelas a la estratificación en el flanco NE.
Los elementos estructurales de la fábrica mesoscópica son las fracturas, venas y brechas hidráulicas. Las fracturas perpendiculares son las más antiguas y se observan asociadas a los estados más tempranos del plegamiento.
Las venas de tensión paralelas a So son más importantes para la movilización de fluidos que las venas perpendiculares; lo anterior se establece con base a la longitud de las venas, de esta manera, las venas paralelas tienen espesor entre 3-10 cm y longitudes de varios metros, mientras las venas perpendiculares tienen espesores que no sobrepasan 5 cm y longitudinales de 30 cm.
Las venas de tensión aumentan su densidad (15-20 cm) cuando existe contraste entre litologías, en este caso entre lodolitas y micritas o arenitas calcáreas y arenitas con cemento calcáreo. Las venas perpendiculares a So tienen su máxima concentración no solo condicionada por la presencia de litologías competentes, sino que se observa que su intensidad es mayor en la zona de charnela de pliegues mesoscópicos.
La presencia de brechas hidráulicas está concentrada en muchos casos en aquellas zonas de mayor curvatura como ejes de pliegues y zonas de bisagra de dominios plegados. De ese modo, al igual que las fracturas perpendiculares
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a la estratificación, las brechas, en muchos casos se asocian a fenómenos flexurales y zonas de relaciones de deformación máxima (Figura 19). Esto sin embargo, no quiere decir que sean fenómenos cataclásticos (trituramiento mecánico), sino fracturamiento hidráulico producido por una presión de fluidos máxima en aquellas zonas donde las relaciones de deformación son mayores. Sin embargo, en algunos casos si se asocian a brechas cataclásticas, donde claramente la cataclasis es un fenómeno posterior que retrabaja las brechas hidráulicas, ya que se han observado zonas cataclásticas que no están mineralizadas.
Figura 18. Mapa Estructural del Cerro Coscuez (Tomado de INGEOMINAS & Mora, 2005).
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Figura 19. Brechas hidráulicas en rocas de la Formación Muzo en el Cerro Coscuez.
Muy probablemente en un estado posterior, los procesos de deformación interna condujeron a una elevación en la presión de fluidos en las zonas de máxima deformación la cual condujo a la movilización de los mismos y hacia las fracturas previamente existentes. Este último punto se refiere a que las fracturas ya existían al momento de la mineralización; se comprueba en el afloramiento por criterios sencillos como la presencia de fluidos mineralizantes que rellenan con continuidad simple fracturas paralelas y perpendiculares a la estratificación (Figura 20).
De la sucesión de eventos planteada en la Figura 11, se observa que las mineralizaciones están englobadas dentro del intervalo de un proceso de plegamiento. Durante este estudio se demostró que el fracturamiento y sin duda
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alguna, buena parte de las mineralizaciones que rellenan las fracturas, están entonces totalmente ligadas a fenómenos flexurales.
Figura 20. Presencia de fluidos mineralizantes que rellenan venas paralelas y perpendiculares a So en rocas de la Formación Muzo en el Cerro Coscuez.
Las observaciones del fracturamiento hidráulico en áreas como la zona mineralizada de Coscuez muestran que la migración de fluidos se produjo probablemente en mayor cantidad a través de los planos mismos de estratificación, mientras que las zonas de brechamiento hidráulico nunca se observaron como niveles estratiformes continuos implicando que sean vías de migración de fluidos. Las fracturas perpendiculares a la estratificación por su parte tienen longitudes muy cortas para constituirse en vías de migración representativas.
Para INGEOMINAS & Mora (2005) las zonas de falla permanecen como una hipótesis no demostrada y solo ocasionalmente observada. De esa forma, contrario a lo que argumenta Branquet et al. (1999b), no se encontró evidencia alguna de que la migración de fluidos se haya dado mayormente a través de fallas de cabalgamiento.
5.2.2.3 Petrografía y Geoquímica A partir de los análisis petrográficos, mineralógicos, de inclusiones fluidas, microtermometría e isotopos estables de Ortega (2007) en el Cerro Coscuez, para la Sección Superior y Sección Carretera Inferior (ver Figura 18) se tienen las siguientes conclusiones (ítems 5.2.2.3.1 y 5.2.2.3.2).
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5.2.2.3.1 Petrografía
En las lodolitas calcáreas la laminación está dada por arcillolitas con concentración de materia carbonosa y láminas de micrita, localmente microesparita; se observa cuarzo y albita como cristales anhedrales de tamaño limo producto de la albitización de la roca (Figura 21).
Las venas son de tipo antitaxial y están compuestas por:
dolomita-calcita+albita+cuarzo,
dolomita-ankerita+calcita+cuarzo+albita
dolomita+calcita.
La albita presenta dos generaciones, la primera como fragmentos asociados al lodo calcáreo-materia orgánica de la roca y la segunda en las venas asociadas con otros minerales.
Se observa en varios sectores un color naranja representado por lodolita calcárea, en donde la micrita es de composición de ankerita.
Figura 21. Lodolita carbonosa calcárea cortada por una vena de calcita- dolomita (Tomado de Ortega 2007).
Por medio de análisis de DRX (Tabla 2), realizados en la Universidad Industrial de Santander (UIS), se puede establecer la siguiente paragénesis:
Albita+cuarzo+dolomita+ankerita+hematita+calcita Mg+ muscovita±calcita
Albita+cuarzo+dolomita+calcita+illita+caolinita ±calcita Mg
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Los estudios de química mineral se hicieron en tres muestras y fueron realizados en el Centro de Microscopía Electrónica Luís Bru (Madrid -España) y en NAU Electrón Microprobe Laboratory, College of Engineering & Natural Sciences, Northern Arizona University (USA) con los siguientes resultados:
Existen dos tipos de carbonatos: calcita y dolomita con variaciones composicionales que permiten diferenciar Calcita, Calcita Mg y Dolomita; se determinó que en la calcita (sensu stricto) presenta un mayor contenido de Pb mientras que la Calcita Mg y la Dolomita muestran una preferencia por el Ba y Sr.
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Tabla 2. Resultado mineralógico por DRX en las rocas del Cerro Coscuez (Tomado de Ortega, 2007). En sombreado gris se resalta las muestras con ankerita (conocido por los mineros de la región como “Flor de Auyama”).
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Mediante el diagrama ternario de óxidos de K, Ca y Na se puede clasificar el feldespato como Albita.
5.2.2.3.2 Inclusiones fluidas y microtermometría Los análisis de inclusiones fluidas se realizaron a tres muestras procedentes de venas en el laboratorio de la UIS:
El cuarzo muestra inclusiones polifásicas primarias con formas variadas redondeadas, donde el líquido ocupa el 55 % del volumen, el vapor el 20% y un cristal de halita cúbico un 25%, el tamaño de las inclusiones oscila entre los 2 y los 25 μm aproximadamente (Figura 22 izquierda).
Las calcitas muestran inclusiones diferentes al cuarzo compuestas por inclusiones polifásicas primarias con más de un solidó con la siguiente distribución: salmuera 55-60%, vapor 15-20%, solido 1: 15% y solido 2: 10% (Figura 22 derecha).
Figura 22. Fotografía de inclusiones polifásicas en cuarzo (izquierda) y calcita (derecha).
De los análisis microtermométricos de las inclusiones polifásicas del cuarzo se registran temperaturas de homogenización de la halita entre los 263 y los 340 ºC equivalentes a salinidades entre los 35,5 y los 41,5 %w NaCl y además presentan temperatura de decrepitación entre los 261 y los 322 ºC.
Los análisis microtermométricos de las inclusiones polifásicas de la calcita de esta lámina muestran temperaturas de homogenización de la halita entre los 322 y los 326 ºC equivalentes a salinidades entre los 39.9 y los 40.2 %w NaCl.
De los datos anteriores en las venas hidrotermales mediante el análisis de microtermometría de minerales de calcita y cuarzo se determinó que las inclusiones fluidas son primarias polifásicas saturadas en halita y presentan un
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sistema composicional de H2O + NaCl + CO2, donde los fluidos acuoso-salinos que rellenaron las venas, comprenden eventos que alcanzaron temperaturas de de homogenización de la halita en un rango de 261-326°C.
5.2.3 Mina La Paz En el Túnel La Paz, Meza (2007), realizó una caracterización composicional a partir de análisis de DRX (Tabla 3) y estableció una zonación mineralógica para el túnel teniendo en cuenta la paragénesis que se presentan en las manifestaciones con relleno hidrotermal y la composición mineralógica de las rocas encajantes, determinando tres zonas: Zona sin mineralización, Zona intermedia y Zona mineralizada.
Zona sin Mineralización. Esta zona comprende aproximadamente los primeros 750 m de túnel a partir de la bocamina, desde la muestra LME 030-038 hasta LME 030-025 (Tabla 3) y las principales características son:
Presencia de venas paralelas a So, las cuales no superan los 5-30 cm de espesor y en su mayoría son de tipo sintaxial. El material de las venas y de las brechas muestreadas son principalmente cuarzo en relativa abundancia (>40%) y calcita (<10%); algunas venas tienen una segunda etapa de apertura y el material es calcita. También se presentan venas que cortan So y el material de relleno es calcita fibrosa rosada.
Las rocas encajantes por su parte presentan illita y clorita en altos porcentajes (20% a 40%). La albita aparece esporádicamente junto con la pirita, sin embargo, presenta hasta un 10% de abundancia. La dolomita y ankerita se presentan de manera esporádica acompañando a la calcita. También cabe resaltar la presencia de paragonita en la roca encajante acompañando la paragénesis.
Zona Intermedia. Esta zona está comprendida entre los 800 m desde la bocamina hasta el frente del túnel y en su parte central está localizada la zona productiva de esmeraldas. Se extiende desde LME 030-024 hasta LME 030-001 (Tabla 3) y se caracteriza por:
La roca caja no tiene clorita y presenta disminución del cuarzo y de la illita.
Las venas son más grandes y alcanza hasta dos metros de espesor en cercanías a la zona productiva; la cantidad de albita se mantiene y la pirita cristalina y diseminada se observa hacia la pared de la vena.
Los carbonatos aumentan considerablemente (calcita >40%) y es más frecuente encontrar ankerita; mientras que en el caso de la dolomita
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aparecen en solución sólida con ankerita y minrecordita, su presencia a lo largo de este trayecto es intermitente, dándose altibajos en la abundancia relativa de este carbonato.
Tabla 3. Análisis cualitativo a partir de DRX. El color rojo corresponde a zonas estériles (sin esmeralda), el amarillo a la zona intermedia y el verde a la zona mineralizada con esmeralda (Tomado de Mesa 2007).
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Zona Mineralizada.
Las venas son de tipo antitaxial y la paragénesis del material con esmeraldas es: calcita, albita, y dolomita ± pirita.
En las venas hay ausencia de cuarzo, la clorita y la illita son escasas, y desaparecen estos dos silicatos en las rocas encajantes.
En cuanto a los carbonatos, el contenido de calcita se mantiene muy parecido al de la zona intermedia. Aumenta gradualmente el contenido de dolomita y albita, alcanzando un 40%.
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6. EXCURSIÓN GEOLÓGICA AL CINTURÓN ESMERALDÍFERO ORIENTAL
En la cartografía geológica realizada por Terraza et al. (2008) y Montoya et al. (2008) en el Cinturón Esmeraldífero Oriental se vio la relación entre los cortes de esmeraldas y las rocas depositadas en ambientes evaporíticos encontradas en las formaciones Chivor y Santa Rosa; las minas del Distrito minero de Gachalá se ubican en la parte inferior de una secuencia compuesta por rocas siliciclásticas con algunos niveles evaporíticos de edad Berriasiano pertenecientes a la Formación Santa Rosa, mientras que al norte, en los distritos de Gualí y Buenavista se sitúan en la parte media y alta de esta unidad. Los cortes en el Distrito de Oriente-Soescol se hospedan en rocas evaporíticas de edad Berriasiano tardío asociadas a la Formación Chivor.
6.1 RECORRIDO PAUNA - CHIQUINQUIRA - GARAGOA - CHIVOR EN EL CINTURÓN ESMERALDÍFERO ORIENTAL (CEOR)
Para llegar al CEOR, desde el municipio de Pauna, se toma la vía que conduce a los municipios de Chiquinquirá y Ubaté; desde allí se toma una vía secundaria con dirección al oriente hasta llegar al municipio de Chocontá. En este recorrido se corta una secuencia sedimentaria de rocas paleógenas y neógenas que afloran en las estructuras sinclinales de Checua-Lenguazaque, Suesca y Sisga; en los núcleos anticlinales de Guachaneca, Chocontá y Ventaquemada afloran rocas arcillosas senonianas de la Formacion Conejo (Renzoni, 1967 publicado en 1981); en el sinclinal de Chocontá afloran rocas del Plioceno de la Formación Tilatá (Van der Hammen, 1958) que registran el mayor levantamiento de la Cordillera Oriental.
El recorrido continúa hacia el oriente por la vía alterna que conduce desde el municipio de Chocontá a los Llanos Orientales colombianos cortando una secuencia que va desde el Paleozoico hasta el Paleoceno-Eoceno.
Las rocas del Paleógeno y Cretácico superior tienen características litológicas y sedimentológicas similares a las observadas en la vía Bogotá - Chiquinquirá conservándose la misma nomenclatura estratigráfica, por el contrario, en el Cretácico inferior se presentan algunos cambios litológicos lo que da lugar en parte a nomenclatura estratigráfica diferente; para parte del Cenomaniano y
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Albiano se depositó una espesa sucesión arenosa (1.483 m) que constituye a la Formacion Une (Hubach, 1931, redefinida por Renzoni, 1962). Infrayaciendo se presenta una gruesa secuencia arcillosa-calcárea, plegada, con edades desde el Aptiano hasta el Barremiano denominada Formacion Fómeque (Hubach, 1931, redefinida por Renzoni, 1962); continúan rocas arenosas de la Formación Las Juntas (Ulloa & Rodríguez, 1979) del Hauteriviano-Barremiano y una sucesión espesa de arcillolitas de edad Valanginiano asignadas a la Formacion Lutitas de Macanal (Ulloa & Rodríguez, 1979) las cuales suprayacen rocas berriasianas de las formaciones Santa Rosa y Chivor (Terraza et al., 2008); estas unidades a su vez reposan discordantemente sobre rocas paleozoicas del Grupo Farallones (Segovia & Renzoni, 1965) conformadas por una sucesión espesa (3.600 m), en donde la parte basal (Devónico) y la superior (Carbonífero) constan de arenitas, limolitas y conglomerados separados por un intervalo de biomicritas (packstone) con braquiópodos que indican el Carbonífero (Stibane, 1966).
6.2 ZONA MINERA DE CHIVOR
En el Cinturón Esmeraldífero Oriental las principales minas de esmeraldas se localizan en los municipios de Gachalá, Chivor y Ubalá. Al sur, en el Distrito minero de Gachalá (ver Figura 13) se encuentran los cortes de La Vega de San Juan, Las Cruces, El Diamante, El Mister, etc., en los municipios de Gachalá y Ubalá, en rocas de la Formación Santa Rosa (Terraza et al., 2008). Al norte, en los municipios de Chivor y Ubalá (ver Figura 13), se localizan los distritos mineros de Oriente-Soescol (cortes de Oriente, San Gregorio, El Cley, etc.) en rocas de la Formación Chivor (Terraza et al., 2008), además de los distritos de Buenavista y Gualí en rocas de la Formación Santa Rosa (Terraza et al., 2008).
En esta excursión geológica se visitará, en el municipio de Chivor, el sector denominado Oriente y se entrará a la mina de Oriente perteneciente a la Sociedad Minera San Francisco, en donde la unidad hospedadora de la mineralización es la Formación Chivor.
6.2.1 Geología General La Mina de San Francisco y el distrito minero conocido como Oriente-Soescol se localiza en el flanco oriental del Anticlinal de Miralindo en rocas de la Formación Chivor que junto con la Formación Santa Rosa hacen parte del cretácico basal que descansa sobre rocas paleozoicas del Grupo Farallones (ver Mapa 2).
En estudios anteriores las mineralizaciones de esmeralda estaban ubicadas en rocas titonianas-berriasianas que conformaban la antigua Formación Calizas del
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Guavio de Ulloa & Rodríguez (1979); de igual forma para Branquet et al (2002) las mineralizaciones de esmeralda y yeso se localizaban en niveles de shales negros y rocas evaporíticas de la parte superior de esta misma unidad. En los trabajos geológicos realizados por INGEOMINAS durante los años 2006 y 2007 (Terraza et al., 2008) se cartografiaron y caracterizaron las diferentes facies que conformaban a la Formación Calizas del Guavio, unidad que fue abandonada y sustituida por las formaciones Santa Rosa, Ubalá y Chivor (Terraza et al., 2008) en el Cinturón Esmeraldífero Oriental (CEOR); con este trabajo se define que los cortes de esmeralda de los distritos mineros de Oriente-Soescol se asocian a rocas evaporíticas de la Formación Chivor y los distritos mineros de Buenavista, Gualí y Gachalá a rocas siliciclásticas, finogranulares, con esporádicos episodios evaporíticos de la Formación Santa Rosa (Figura 23).
También había reportes de varias minas de esmeralda en la Formación Lutitas de Macanal (como en la Quebrada Honda y la mina de La Sagrada Familia ubicada en la Quebrada Quebradillas), sin embargo, se pudo comprobar mediante cartografía geológica y bioestratigrafía que estas minas están ubicadas estratigráficamente en episodios evaporíticos de la Formación Chivor.
Figura 23. Panorámica de los distritos mineros de Soescol-Oriente y Buenavista. Obsérvese los cortes de esmeralda de Soescol en rocas de la Formación Chivor (b1c) delimitada por las líneas rojas punteadas, y los cortes del Distrito minero de Buenavista en la Formación Santa Rosa (b1s). b2m= Formación Lutitas de Macanal.
A continuación se describirán brevemente las unidades litoestratigráficas hospeadoras de la mineralización de esmeralda en el CEOR.
6.2.1.1 Formación Santa Rosa La Formación Santa Rosa fue definida por Terraza et al. (2008) para referirse a rocas berriasianas (Etayo - Serna, en preparación), de facies siliciclásticas conformadas por lodolitas, limolitas y ocasionalmente areniscas con escasos
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conglomerados, acumuladas en ambientes marinos transicionales o de costa- afuera (poco profundo) con bajos niveles de energía sobre el fondo; estas rocas reposan discordantemente con baja angularidad o de manera paraconforme sobre rocas paleozoicas del Grupo Farallones, y están suprayacidas por rocas de la Formación Chivor de manera concordante y neta.
Esta sucesión presenta cambios laterales de facies y de espesor, por lo cual en el Distrito minero de Gachalá y en el sector de Palomas (ver Figura 3 para localización) afloran 320 m de secuencia que se puede subdividir en tres segmentos (ver Figura 8). El segmento A de 60 m de conglomerados y arenitas, el segmento B de 140 m de arcillolitas carbonosas calcáreas negras intercaladas con capas delgadas con seudomorfos de estructuras enterulíticas y nodulares evaporíticas, y el segmento C (parcialmente aflorante) con 90 m de arcillolitas carbonosas negras y margas. En los segmentos B y C se ubican los cortes de esmeraldas de la región de Gachalá.
Hacia el norte del CEOR, en los distritos mineros de Buenavista y Oriente- Soescol pertenecientes a los municipios de Ubalá y Chivor (ver Figuras 3 y 8), afloran sobre las rocas paleozoicas, 480 m de rocas siliciclásticas separadas en cuatro segmentos. El segmento A (175 m) constituido por arenitas de grano muy fino dispuestas en capas delgadas y gruesas, de forma ondulosa, intercaladas con niveles de lodolitas. El segmento B (111 m) de lodolitas negras con laminación fina, continua a discontinua, de forma ondulosa y plana paralela; toman color gris claro y verde amarillento por albitización. Se observa pirita en láminas y nódulos; las rocas se observan caolinitizadas y con alteración supergénica que origina un material rojizo a café oscuro de aspecto botroidal que los mineros denominan “cascoche”. El segmento C (133 m), son limolitas negras micáceas, carbonosas, con laminación similar a la del segmento B; se observa pirita, “cascoche” y brechas de hasta 3 m en donde fragmentos de lodolitas están envueltos por una masa de albita, calcita y pirita. El segmento D (130 m) constituido por intercalaciones de niveles de arcillolitas, lodolitas, limolitas y esporádicas capas medianas de arenitas; en las rocas de grano fino son conspicuas las láminas delgadas, ondulosas y discontinuas. En los segmentos B y C de esta unidad se ubican las minas de esmeraldas de los distritos mineros de Buenavista y Gualí (ver Figura 23).
6.2.1.2 Formación Chivor La Formación Chivor fue definida por Terraza et al. (2008), para referirse a una unidad conformada por rocas acumuladas en ambientes marinos muy someros (llanuras intermareales), con bajos niveles de energía sobre el fondo, en los cuales hubo varios episodios evaporíticos por lo cual en la Formación Chivor se intercalan en la secuencia rocas con texturas relícticas de evaporitas con shales negros; esta unidad suprayace rocas de la Formación Santa Rosa de edad
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Berriasiano, y a su vez es suprayacida por rocas siliciclásticas de la Formación Lutitas de Macanal de edad Valanginiano.
La Formación Chivor, así como todas las unidades del Cretácico basal en la región del CEOR, presenta variaciones faciales y de espesor de un sitio a otro; por esta causa, al norte, en el Distrito minero de Oriente-Soescol en cercanías de Chivor (ver Figura 13) afloran 120 m de secuencia en donde se diferencian varios paquetes de boundstones intercalados con rocas siliciclásticas y otras rocas calcáreas (Figura 24), mientras al sur, en el río Chivor (municipio de Ubalá, ver Figura 13) se reconoce solo un paquete de boundstone infrayacido por otro tipo de rocas calcáreas.
Figura 24. Texturas relícticas evaporíticas en rocas de la Formación Chivor. a. Rocas con estructuras lenticulares; b. Brechas con estructuras de colapso sin-sedimentario; c. Relictos de estructuras estromatolíticas.
En el Distrito minero de Oriente-Soescol, la Formación Chivor aflora desde el sector del Púlpito hasta las minas de San Gregorio y se diferencian dos
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paquetes. El segmento inferior (90 m) está representado por intercalaciones de rocas siliciclásticas, mudstone y wackestone, y menos frecuente capas de boundstones. Los boundstones están dispuestos en capas delgadas donde se reconocen estructuras estromatolíticas, rocas con estructuras de colapso sin- sedimentario (Figura 25b) y rocas con relictos de estructuras evaporíticas (nodular y lenticular acentuada por coloración verde y gris, Figura 25a). Las calizas son de tipo mudstone (biomicrita) y se disponen en capas gruesas; las rocas siliciclásticas están representadas por limolita gris oscura albitizada. En el segmento superior (31 m), afloran boundstones de estromatolitos, calizas tipo wackestone, y rocas evaporíticas con texturas nodulares, chicken wire y enterolíticas (Figura 25c).
Figura 25. Rocas albitizadas de La Formacion Chivor en la mina de la empresa minera de San Francisco en el Distrito minero de Oriente- Soescol. a. Shales negros carbonosos con brechamiento hidráulico en contacto con nivel evaporítico de textura lenticular y nodular albitizado; b. Brecha hidráulica en shales carbonosos albitizados.
6.2.2 Zona minera de Oriente-Soescol La zona conocida como Distrito minero de Oriente-Soescol se localiza en rocas de la Formación Chivor que hacen parte del Anticlinal del Miralindo (ver Mapa 2); este pliegue se extiende desde el sur, en la cuchilla de Miralindo (municipio de Ubalá), hasta la inspección de policía de Muceño (municipio de Macanal); es un pliegue abierto, vertical, con una longitud menor a 30 km, e inmersión débil al NE y superficie de charnela con dirección N35°E; hacia el norte la estructura es asimétrica con el flanco oriental más inclinado. El núcleo se desarrolla en rocas paleozoicas del Grupo Farallones.
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6.2.2.1 Litología En la Mina de Oriente se reconoce la parte basal de la Formación Chivor que presenta un nivel de limolitas y lodolitas negras micáceas con laminación plano paralela continua a discontinua; es conspicua la dureza de la roca debido a la albitización producto de procesos hidrotermales asociados a la mineralización de esmeralda. Sobre el nivel anterior se observan intercalaciones de shales negros carbonosos con evaporitas de texturas lenticulares y nodulares (Figura 26a y b). En los shales se presenta brechamiento hidráulico conocido por los mineros de la región como “La Zona” que está constituida por fragmentos de color blanco y negro de shale albitizado embebidos en una matriz arcillolítica negra, blanda y también albitizada.
Figura 26. Distintos niveles evaporíticos con estructura relíctica nodular y lenticular en la Mina de Oriente (Zona II). a. Relictos de evaporitas con texturas lenticulares y nodulares; b. Vena delgada de esmeralda en un nivel evaporítico con estructura nodular y lenticular.
6.2.2.2 Estructuras Locales En la sección tipo de la Formación Chivor en el Distrito minero de Oriente- Soescol se realizó un estudio estructural del cual se sintetizan los principales resultados que a continuación se relacionan (INGEOMINAS & Mora, 2005):
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Las rocas se caracterizan por presentar buzamientos monoclinales hacia el NW con pocas complejidades estructurales, en donde la deformación mesoscópica está prácticamente ausente, lo cual implica que no se encontraron lineaciones o foliaciones tectónicas perceptibles a simple vista.
En cuanto a venas y fracturas, en la parte superior de la secuencia se encontraron venas subverticales, perpendiculares al buzamiento de la estratificación y coetáneas entre sí.
Las venas dominantes son las que buzan al sur y en ellas se distingue una historia de crecimiento sintaxial de fibras con hasta dos juegos de fibras que poseen un espesor de más de 5 cm de ancho. Las venas más gruesas (mayores de 10 cm de espesor) desarrollan en sus estados de crecimiento final (los más internos) micas verdes, feldespatos, calcita romboédrica y esmeralda. Por lo tanto, en esta mina, dentro de lo observado, aquellas fases de crecimiento de las venas que implican la paragénesis de las mineralizaciones de esmeraldas hasta ahora reportadas (Cheilletz & Giuliani, 1996), son las más jóvenes; una implicación que en un caso extremo podría llegar a indicar que las fisuras fueron rellenadas en episodios posteriores a la deformación tectónica que las generó inicialmente. Sin embargo, el hecho de que las micas crezcan en agregados fibrosos perpendiculares a las paredes de las venas durante esta última fase de crecimiento, sugiere que su cristalización se dio también en presencia de deformación tectónica.
En la Formación Chivor los niveles competentes en contacto con niveles incompetentes concentran la mayor densidad de venas mineralizadas o brechas hidrotermales y por lo tanto los niveles que se persiguen con los túneles son los competentes y además coinciden en muchos casos con niveles que se interpretan en este trabajo como pseudomorfos de evaporitas o en su defecto crecimientos de estromatolitos.
En la cartografía geológica en las minas de la región de Gachalá como “El Diamante, Las Cruces, La Vega de San Juan, Mata de Fique o Chivor no parecen estar localizadas en zonas de fallas mayores ni en posiciones cercanas a las mismas lo suficientemente evidentes para afirmar una relación causa efecto. Por el contrario en todas ellas la posición estratigráfica es muy similar, por lo cual este factor parece tener mucho más peso. Tampoco se observaron casos suficientes como para generalizar sobre la presencia de despegues mineralizados como asumen Cheilletz et al. (1994).
6.2.2.3 Petrografía y Geoquímica A partir de los análisis petrográficos, mineralógicos, de inclusiones fluidas, microtermometría e isotopos estables de Silva (2008) en las minas de San
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Francisco y San Gregorio, se tienen las siguientes conclusiones (ítems 6.2.2.3.1 y 6.2.2.3.2).
6.2.2.3.1 Petrografía En la Mina de Oriente se distinguen dos zonas las cuales corresponden a diferentes niveles estratigráficos de la parte baja de la Formación Chivor. Silva (2008) caracteriza mineralógicamente estos niveles los cuales se describen a continuación.
Zona I. Es un nivel de limolitas y lodolitas macizas de color negro con laminación plana paralela debido a la alternancia de láminas oscuras y claras por concentración de materia orgánica y láminas donde se reconoce albita y cuarzo principalmente. Los porcentajes de estos minerales son moscovita (20%), cuarzo (25%), albita (30%), dolomita (5%) y opacos (sulfuros? 5%), también se observa materia orgánica (15%).
Zona II. Corresponde a un nivel evaporítico con estructura nodular y lenticular (ver Figura 26). Según Silva (2008), las rocas tienen alto contenido de albita (hasta 75%) con alta presencia de venas hidrotermales paralelas y normales la estratificación.
Las venas hidrotermales se pueden dividir en dos clases:
El primer tipo consta de venas que se componen por calcita ± pirita y son paralelas a So.
El segundo tipo de venas están compuestas por albita ± dolomita ± pirita y en algunas ocasiones pueden presentar mineralización de esmeralda y son perpendiculares y paralelas a So (Figura 27).
La pirita (2-5%) forma acumulaciones en forma de lentejones, láminas o está diseminada.
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Figura 27. Secciones delgadas de la mina San Francisco. (Arriba): Contacto entre roca huésped laminada y vena. (Abajo): Vena mineralizada con esmeralda (Be), Albita (Ab) y opaco (Op) de la Zona II (Tomado de Silva, 2008).
El intervalo de lodolitas carbonosas calcáreas está brechificado y albitizado donde se aprecian lutitas albitizadas poco competentes dispuestas en bandas, lentes y fragmentos con los siguientes porcentajes de albita (83%), moscovita (5%) y sulfuros (10%).
La albita se presenta como cristales pequeños (<5 μm) dispersos en la roca (primera generación), y en venas (segunda generación) donde los cristales son euhedrales y de mayor tamaño (50 a >1000 μm).
De los análisis de DRX efectuados en los laboratorios de la Universidad Industrial de Santander (UIS) para la caracterización mineralógica de las muestras tomadas en la mina de San Francisco (Tabla 4) se tienen los siguientes resultados:
La albita se presenta indistintamente en los shales negros y rocas evaporíticas.
Los carbonatos se presentan en las lodolitas y en las venas con esmeralda coexiste la dolomita y cuando no hay esmeralda coexiste con calcita.
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Las lodolitas albitizadas también están dolomitizadas.
Los datos de microsonda electrónica se realizaron en la Universidad de Virginia Tech (Estados Unidos), utilizando la técnica de escaneo electrónico SE y se concluye lo siguiente:
En las venas, el Na que va desde el borde hacia el centro presenta fórmula química generalizada para albitas Na0,79Al1,1Si2,97O8, y la albita en venas sin esmeralda es de Na0,8AlSi3,03O8.
En la roca caja la fórmula química generalizada de la albita es Na0,95Al1,09Si2,957O8.
El carbonato en las venas con mineralización de esmeralda es dolomita con las siguientes proporciones: CaO (30,596%), MgO (20,041%) y CO2. (45,226%).
6.2.2.3.1 Geoquímica Los resultados obtenidos mediante análisis de petrografía en inclusiones fluidas, permiten identificar asociaciones de inclusiones primarias y secundarias, las cuales presentan datos microtermométricos parecidos. Las temperaturas a las cuales ocurrieron los diferentes cambios de fases apuntan a que el sistema químico de las IF, en términos generales es de tipo H2O + NaCl + CaCl2 (±KCl+ FeCl3+ CO2 + N2?), con temperaturas mínimas de atrapamiento entre 300º y 340ºC.
Estudios recientes elaborados en la Universidad de Virginia Tech (Estados Unidos) con la técnica laser ablation ICP-MS en inclusiones fluidas hospedadas tanto en carbonatos como en berilos indican que la composición del fluido mineralizante es aun más compleja, siendo posible relacionarlo con el siguiente sistema químico: H2O + NaCl + CaCl2 + KCl + FeCl2 + LiCl + (±CsCl,92 GaCl3)+ CO2 + N2.
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Tabla 4. Análisis cualitativo DRX de muestras tomadas en la mina San Francisco (Tomado de Silva, 2008).
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