[ES] La Faja Ofiolítica Mayarí-Baracoa se localiza en la parte más oriental del Cinturón Ofiolítico Cubano, y comprende dos grandes macizos ofiolíticos ricos en depósitos de cromita podiforme: Mayarí-Cristal y Moa-Baracoa. Los depósitos de cromita pueden ser agrupados en tres distritos mineros de acuerdo a la composición química de la cromita: distrito Moa-Baracoa (cromitas ricas en Al), distrito Sagua de Tánamo (cromitas ricas en Al y ricas en Cr) y distrito Mayarí (cromitas ricas en Cr). Las cromitas pobres en Cr (ricas en A l y Ti) se localizan en la denominada Moho Transition Zone (MTZ), la cual se compone de harzburgitas, dunitas, peridotitas “impregnadas” (con plagioclasa y clinopiroxeno), sills y diques de gabro. Por el contrario, las cromitas ricas en Cr (pobres en Al y Ti) están encajadas en harzburgitas y dunitas representativas de sectores, relativamente profundos, del manto. Las cromitas ricas en Al se han formado a partir de un magma de afinidad de basaltos de backarc ( BABB), mientras que las cromitas ricas en Cr lo hicieron a partir de un magma análogo a una boninita. Las cromititas de la Faja Ofiolítica Mayarí-Baracoa se originaron a partir de fundidos calco-alcalinos (fundidos C), formados por reacciones fundidos/peridotitas en un manto litosférico suboceánico en una zona de suprasubdución. Estos fundidos percolan a través de canales duniticos, y son mezclados con fundidos altamentes oxidados (fundidos H). La mezcla de estos dos fundidos genera un fundido híbrido y hace que la cromita se convierta en el único mineral líquidus del magma (Hill y Roeder, 1974). En estas condiciones, el magma intersticial tenderá disolver los silicatos de la matriz y a cristalizar, en su lugar, cromita. La composición de la cromita es función de la profundidad a la que se forma en la columna de percolación. Las ricas en Al en la parte superior de los canales de percolación (a alta fugacidad de oxígeno), y las ricas en Cr en la parte inferior (a baja fugacidad de oxígeno).

[EN] The Mayarí-Baracoa Belt occupies the easternmost part of the east-west-trending Cuban ophiolitic belt. It comprises two large, chromite-rich massifs: Mayarí-Cristal and Moa-Baracoa. Chromite deposits can be grouped into tree mining districts according to the chemistry of chromite ore: the Moa-Baracoa district (Al-rich chromite), the Sagua de Tánamo district (Al- and Cr-rich chromite) and the Mayarí district (Cr-rich chromite). Al-rich, Ti-rich chromites occur in the mantlec rust transition (associated with harzbu rgites, dunites, plagioclase-bearing peridotites, gabbro sills and gabbro dikes), while Cr-rich, Ti-poor chromites occur in the deeper portions of the ophiolitic sequence (associated with harzburgites and dunites). The melts in equilibrium with the Al-rich chromites are close to the composition of the back-arc basin basalts (BABB), whereas the melts in equilibrium with the Cr-rich chromites are similar that of the boninite andesite. Chromite from Mayarí-Baracoa Ophiolite Belt formed when cal-alkaline melts (C), formed by melt-rock reactions, percolated through subhorizontal, porous dunitic channels and mixed with oxidized melts (H) in suprasubduction zone mantle. Mixing of these two melts generated a hybrid melt whose bulk composition fell within the chromite liquidus field in the P-T-fO2 space (Hill and Roeder, 1974). Percolation of the hybrid melt through the dunitic channels promoted dissolution of preexisting silicate minerals and chromite crystallization. Al-rich chromite from Moa-Baracoa should be formed in the distal parts of percolation channels at high fO2, whereas Cr-rich chromite from Mayarí formed toward the proximal parts of the percolation channels under more reducing conditions.

Los autores agradecen a la dirección de la Empresa Cromo Moa (Cuba) por las facilidades que nos ofrecieron para el muestreo de las mineralizaciones, así como a todo el personal de la Mina Mercedita. Igualmente desean expresar su agradecimiento a J. Carmenate, J. Batistas, J. Blanco-Moreno, O. Vera, R. Díaz- Martínez, A. Rodríguez-Vega, N. Muñoz, M. Pelier, J.C. Labrada y A. Escusa por su ayuda en los trabajos de campo. También a gradecer a los Serveis Científico-Tècnics de la Universitat de Barcelona donde se realizaron los análisis de DRx (X. Alcover, P. Basses y T. Muriel), SEM-EDS (R. Fontarnau y A. Santiago) y de microsonda electrónica (J. García Ve i ga y X. Llovet). Al Instituto de Cooperación Iberoamericana y a la Fundació Solidaritat de la Universitat de Barcelona por la concesión de una beca doctoral a J. P. Este trabajo ha sido mejorado gracias a los comentarios y sugerencias de M. Leblanc, S.Arai, J.L. Bodinier, P. Enrique y R. Lunar a los que también queremos expresar nuestro agradecimiento.

Parte de esta investigación ha sido financiada a travésdel proyecto PB97-1211. Este trabajo es una contribución a los proyectos IGCP 427 y 433.

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