Aproximacion a la evolucion metalogenica y afinidad al modelo de oro orogenico de los depositos minerales del sector norte de la cordillera central de colombia

Aproximación a la evolución metalogénica y
afinidad al modelo de oro orogénico de los
depósitos minerales del sector norte de la
Cordillera Central de Colombia.
Rafael Rodríguez Álvarez
Ingeniero Geólogo
2007
A la memoria de mi padre
Papi, no habrá un día en este mundo sin acordarme de ti
Agradezco a Colombia por acogerme y permitirme libremente hacer una nueva vida
A la Universidad Nacional que me ha dado la oportunidad de transmitir mi pasión
A los mineros de Remedios que me acompañaron y protegieron siempre
A mis profesores y compañeros del postgrado por sus enseñanzas
A Gisella, que está en cada palabra escrita

ii
RESUMEN
El Distrito Segovia Remedios es una zona minera para oro filoniano ubicada en el norte de la Cordillera
Central de Colombia. Para el estudio de sus depósitos minerales se aplican criterios metalogénicos y
valora esta zona como objetivo para la exploración. En el presente trabajo se muestran los rasgos
metalogénicos y evolución de la mineralización a partir de procesos geológicos de un complejo
tectónico y magmático de suprasubducción en etapas tardías, conjugándose el magmatismo, tectonismo
y transpresión en un contexto geodinámico de poscolisión, el cual genera condiciones para la lixiviación
profunda de metales y descarga de soluciones hidrotermales en espacios fisurales abiertos en etapas de
actividad sísmica a confinamiento mesotermal. Este tipo de depósitos responde al modelo de oro
orogénico, de cuarzo con oro, baja sulfuración con pirita, galena, esfalerita y calcopirita y escasa
alteración hidrotermal. El metalotecto se centra en el control estructural de los sistemas subordinados a
fallas profundas y a un patrón regular con zonas de enriquecimiento por tendencias de fisurales
transpresivas.
PALABRAS CLAVES: Metalogenia, oro orogénico, depósitos minerales.
ABSTRACT
The Segovia Remedios Mining District is known as gold lodes mineralization zone. It is located at
Cordillera Central of Colombia at Northern geologic terrain. It is necessary to consider a metallogenic
approach in order to validate this sector as a target for gold mineral exploration. On this way we
propose a metallogenic evolution from a state beginning for a tectono magmatic suprasubduction
complex at the latter stage, where collision event and deep faulting, post collision magmatism and
structural features as transtension evolves as a geodynamic postcolision complex. This generates deep
leaching of hydrothermal solutions that is conducted together with dykes like magmatism to higher
levels, nearby brittle ductile zone where transtension condition provoke open space fissures that are
filled by solution which can precipitate cycling due seismic activities at mesothermal environmental
condition. This kind of deposit is close to the orogenic gold model of free gold in low sulfidization
quartz vein and low hydrothermal alteration. The main metallotect is referred to a structural control
from deep faults and from this a second pattern of transtension fisural, open spaces type.
KEYWORDS: Metallogeny, Orogenic gold, Ore deposit.

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INTRODUCCIÓN.
En el norte de la Cordillera Central de Colombia, conocido como el Nordeste Antioqueño (Fig.1),
existe una zona donde por varios años se ha desarrollado la minería de oro, fundamentalmente la
empresa Frontino Gold Mines, dentro del Distrito Minero Segovia Remedios. Los mineros de la región
por años han establecido prácticas de exploración que les ha permitido localizar filones mineralizados.
Sin embargo, la falta de sustento teórico y la escasa existencia de operaciones organizadas han
dificultado la conciliación de un esquema que permita identificar las regularidades controladoras de la
mineralización y establecer los criterios efectivos que viabilicen una estrategia de exploración.
El empirismo y la experiencia acumulada han sido elementos fundamentales para establecer algún
criterio de exploración. Aún así, no se cuenta con un estudio que intente desarrollar una aproximación
metalogénica para la mineralización aurífera, por lo cual es de importancia aplicar principios científicos
y prácticos de investigación conducentes a un resultado que aporte al conocimiento y exploración de
estos depósitos.
Figura 1. Imagen satelital sintetizada de las cordilleras colombianas. En recuadro gris se muestra la zona de
estudio correspondiente al Nordeste Antioqueño de la parte norte de la Cordillera Central. (National Geographic,
2000).
40 km.
Distrito Minero
Segovia RemediosNordeste
Antioqueño

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Figura 2. Aproximación regional y distrital del norte de la Cordillera Central de Colombia y el Distrito Segovia
Remedios.

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1. GENERALIDADES
1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA
Aunque existe información geológica no hay una explicación coherente que vincule los depósitos
filonianos y los procesos geológicos. Por esta razón se plantea una aproximación de la evolución de los
depósitos y se explican los procesos de formación, sus características y se establecen sus regularidades
en correspondencia con los eventos geológicos metalogénicos sucedidos en el Distrito Minero Segovia
Remedios (Fig.2). Para esto es necesario entender la mineragénesis, precisando en el origen filoniano,
debido a que existen tipos de depósitos auríferos, como los de oro orogénico, epitermales de baja
sulfuración y de reemplazamiento metasomático que poseen mineralización filoniana (Goldfarb et al.,
2001).
La génesis los fluidos en relación con el magmatismo es un problema a resolver. Las formaciones
auríferas en el Distrito Minero Segovia Remedios se atribuye a procesos de etapas finales de
magmatismo y emplazamiento de granitoides, esencialmente el Batolito de Segovia, por ser una roca
encajante, en otros casos, generadora directa de mineralización aurífera (Ramírez, 1982).
También es necesario aclarar el papel de las estructuras geológicas, debido a que comúnmente los
filones están controlados por fracturas. Sin embargo, esta afirmación es generalizada y se debe precisar
el papel estructural en la generación y emplazamiento y regularidades de la mineralización.
Otro aspecto es comprender la evolución del contexto regional, que posibilitó la ocurrencia de los
depósitos, indicando criterios metalogénicos locales que pueda extrapolarse a otras zonas con rasgos
geológicos afines.
Con base en estas inquietudes se planteó un estudio de “Aproximación a la evolución metalogénica y
afinidad al modelo de oro orogénico en depósitos minerales del sector norte de la Cordillera Central de
Colombia”, con el propósito de adelantar una explicación a la formación de mineralización vetítica
portadora de oro, nombrando un tipo específico de depósito mineral.
1.2 OBJETIVO GENERAL
Proponer una aproximación a un modelo metalogénico para la mineralización vetítica aurífera del
Distrito Segovia Remedios, e insertarlo en el escenario de la evolución geológica regional.
1.3 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
• Determinar la afinidad de la mineralización filoniana a un modelo específico de depósito mineral.
• Establecer las regularidades de las estructuras disyuntivas y sus relaciones con la mineralización.
• Definir un nexo entre la mineralización y los diferentes tipos de complejos rocosos.
• Reconocer dentro del contexto de evolución geológica la génesis de la mineralización de oro.
• Destacar las particularidades de la mineralización inherentes a un modelo de depósitos.

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2. MARCO TEÓRICO
2.1 FILONES CUARZO-AURÍFEROS
Durante varias décadas el estudio del origen de los depósitos minerales ha ocupado un campo de las
investigaciones geológicas y mineras, en especial las mineralizaciones auríferas correspondientes a los
denominados depósitos de oro mesotermal, también conocidos como venas de cuarzo y oro, “Mother
Lode”, Filones de oro arcaico (Alldrick, 1996).
Estos depósitos se encuentran presentes en diferentes litologías con edades desde el Precámbrico hasta
el Mesozoico (Goldfarb et al., 2001), emplazados en un amplio rango de profundidades. Con base a esto
el término “mesotermal” no es aplicable en su totalidad, siendo su vinculación más acorde con las
orogenias, por lo cual es más conveniente denominarlos depósitos de oro orogénico (Groves et al.,
1998). Se caracterizan por sistemas hidrotermales que representan un fluido regional inherente a un
tectonismo a lo largo de márgenes convergentes, que a diferencia de otros sistemas vetíticos de oro
como el epitermal de baja sulfuración que no existen en orógenos y son de sistemas extensivos locales,
asociados con aguas magmáticas y meteóricas.
Las ocurrencias minerales son filones en rocas competentes y lentes en litologías menos competentes.
Aparecen típicamente como un sistema de venas en “echelon”, caracterizadas por estilos de
mineralización de bajo tonelaje y relacionadas con amplias áreas de fracturamiento con oro y sulfuros
asociados a redes de lentes de cuarzo (Alldrick, 1996).
Los depósitos se forman en zonas de fracturas como respuesta a la colisión de terrenos. Las fallas
actúan como conductores del fluido acuoso rico en CO2 (5-30 % mol. (CO2), baja salinidad (<3 wt%
NaCl), con alto contenido de Au, Ag, As, (±Sb, Te, W, Mo) y bajo en metales como Cu, Pb, Zn. Estos
fluidos son conducidos tectónica o sísmicamente por un ciclo de acumulación de presión,
posteriormente liberada en la apertura de fallas, sellamiento y repetición del proceso (Sibson et al.,
1988).
Se ha comprobado una asociación directa entre la mineralización y fallas inversas de alto ángulo. Las
fracturas son el medio de transporte de las soluciones mineralizadas, y en ellas se dan las condiciones
fisicoquímicas para la precipitación del oro (Fig.3). De esta manera aparece un modelo estructural
dominante, teniendo las vetas un desarrollo sintectónico en compresión horizontal o régimen
transpresivo (Sibson et al., 1988).

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Figura 3. Modelo generalizado de los estilos estructurales de precipitación de metales en depósitos vetíticos de
oro. Estilo de mineralización vetítica acorde con la profundidad y la temperatura de formación. Estas
particularidades propician las condiciones físico-químicas de precipitación, sucediendo varios tipos de figuras
estructurales. La zona dúctil frágil está muy relacionada con los depósitos de oro. Colvine et al., 1988.
La migración de fluidos a lo largo de estructuras profundas es inherente a las orogenias, y cuando la
temperatura de la corteza asciende de media a alta (400 - 500ºC). En estas condiciones son diseminados
sulfuros liberados en el fluido hidrotermal por reacciones de desulfidización prograda durante el
calentamiento de la corteza (Goldfarb et al., 2001).

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Figura 4. Esquema general del evento de colisión de terrenos, la desarticulación de una zona de subducción y la
creación del sistema de fallas profundas que alcanzan a provocar la fusión parcial en la base del arco, el ascenso de
volátiles y la precipitación de metales en depósitos vetíticos de oro (Adaptada de Canet, 2005).
Si tales fluidos con sulfuros migran a través de fracturas, cuando éstas se ponen en contacto con zonas
de fallas mayores son capaces de transportar oro lixiviado, que es depositado en fallas secundarias a
niveles corticales del orógeno levantado. Si las temperaturas exceden los 700ºC en las áreas fluidas los
líquidos y fundidos migrarán simultáneamente (Goldfarb et al., 2001).
El origen de los fluidos mineralizantes es polémico. Algunas de las teorías involucran modelos
magmáticos, metamórficos y estructural (Goldfarb et al., 2001), aunque todos poseen debilidades en lo
referente a las cantidades de oro que concentran y la eficiencia en los procesos requeridas para su
deposición (Rocks y Groves, 1988). Han sido sugeridas fuentes magmáticas, metamórficas y mantélicas
dentro de un ambiente de engrosamiento tectónico de la corteza en respuesta a la colisión del terreno
(Fig.4), devolatización metamórfica o fusión parcial de la corteza más baja o el bloque subducido
(Alldrick, 1996).
En terrenos acrecionados los depósitos filonianos se asocian a estructuras regionales y deformación
transpresiva, levantamiento, mineralización tardía y magmatismo shoshonítico, eventos relacionados
con el reequilibrio termal de la corteza tectónicamente engrosada. La deformación asociada a fallas
transcurrentes y tectónica transpresiva por acortamiento de la corteza, produce algún magmatismo
derivado de pequeños grados de fusión parcial en la placa subducida (Fig.5). El metamorfismo
progrado en el complejo subducido causa la liberación de fluidos metamórficos portadores de oro,
emplazados a lo largo de estructuras (Kerrich y Wyman, 1990).
Eventos térmicos relacionados con procesos de transpresión en márgenes convergentes de orogenias
colisionales y acrecionales, con gradientes geotérmicos elevados episódicamente dentro de secuencias
acrecionadas hidratadas, inician y conducen la migración del fluido hidrotermal a través de grandes
distancias (Groves et al., 1998). Se propone un origen metamórfico a partir de fluidos a gran
profundidad que interactuaron con la roca encajante y extrajeron el oro presente en ella. Este fluido
asciende a la superficie a través de zonas de permeabilidad relacionadas con fallas y fracturas
preexistentes, donde se presentan condiciones de disminución de la presión del fluido y favoreciendo
así la deposición del oro en condiciones específicas de presión y temperatura (Goldfarb et al., 1988).

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Figura 5. Modelo esquemático del complejo tectono magmático de postcolisión y su implicación en la génesis de
oro vetítico. Obsérvese la correspondencia con los regímenes de transpresión. (Goldfarb et al., 2001).
Cuando los terrenos son comprimidos debajo del margen continental se someten a metamorfismo
progrado progresivo, resultando grandes volúmenes de fluido liberado, lo cual juega un papel
importante en la génesis de las venas auríferas (Goldfarb et al., 1988).
Un modelo involucra a los lamprófidos asociados espacialmente y coexistiendo como indicadores de la
presencia de oro mesotermal (Rocks y Groves, 1988).
El oro se deposita en una zona de transición de propiedades físicas entre frágil y dúctil de la masa
rocosa, a presiones entre 1 y 3 kb. y temperaturas entre los 200 y 400ºC. A partir de este concepto se
plantearon hipótesis para explicar la asociación de los lamprófidos calco-alcalinos con oro mesotermal.
Se sugiere que magmas a alta temperatura, ricos en volátiles como lamprófidos, pueden iniciar una
circulación metamórfica hidrotermal de fluidos. Si los lamprófidos son ricos en Au así como en S y
CO2, podrían proporcionar Au, S y CO2 a los sistemas mesotermales (Chris y Alldrick, 1996).
Las orogenias Fanerozoicas alrededor de las márgenes de Gondwana y el océano Paleo-Thetys, antes de
la amalgamación de Pangea, y al borde del Pacífico, subsecuente a la separación de Pangea, causan la
formación de depósitos de oro orogénico. Sin embargo, donde las orogenias fueron de baja
temperatura y alta presión, las vetas de oro no son importantes, y donde ocurrieron eventos de alta
temperatura, no existen estructuras profundas, como en prismas de acreción relativamente delgados
sobre márgenes orógenas, los depósitos de oro son menores (Goldfarb et al., 2001).
La no existencia de grandes provincias de oro más jóvenes de 50 Ma., proporciona un umbral para el
tiempo mínimo aproximado que se requiere para aflorar los sistemas de oro orogénico. El hecho de que
la edad de la mayoría de los sistemas de oro Fanerozoico sea superior a 100 Ma. indica la corta vida

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natural de estos tipos de depósitos de oro, a menos que sea preservado por procesos de cratonización
(Goldfarb et al., 2001).
2.2 FENÓMENOS ESTRUCTURALES
El régimen transpresional fue definido originalmente por Harland (1971). Transpresión y transtensión
corresponden a los estadios finales de los fenómenos de convergencia, extensión y transcurrencia. Dos
placas hipotéticas se mueven la una con respecto a la otra, una de ellas está incluida octagonalmente en
la otra. A lo largo de los diferentes lados del octágono, coexisten los diferentes regímenes tectónicos
(Fig.6). Tanto la transpresión como la transtensión se exponen con la transcurrencia; sin embargo, la
transpresión se relaciona con la convergencia y la transtensión con la extensión (Harland, 1971).
Figura 6. Fenómeno de transpresión y transtensión en un escenario de fallas transcurentes. Harland (1971).
Figura 7. Transpresión en fallas transcurrentes paralelas tipo dúplex, que permiten el desarrollo de estructuras
comprimidas de tipo flor positiva (Kerrich y Wyman, 1990).

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Figura 8. Vectores de diferentes tipos de esfuerzos en el acortamiento de la corteza crea un patrón de fracturas
del tipo transpresional homogéneo o particionado (Rey, 2006).
El régimen tectónico de transpresión involucra una componente de acortamiento perpendicular al
límite transformante. El esfuerzo transpresional puede ser distribuido transversal a este límite o
particionado (Figs.7 y 8). En este caso el acortamiento total sucede como fallas de rumbo.

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Figura 9. (a) y (b). Zonas de dilatación (áreas gris oscuras) desarrolladas en el modelo de una falla y de dos fallas
respectivamente. El volumen máximo se incrementa en estas zonas y es alrededor de 2% en (a) y 5% en (b). Las
flechas indican el sentido de cizalla. (c) y (d) Estructuras de permeabilidad y el vector instantáneo del flujo de
fluidos Darcy para el modelo de una falla aislada (La parte del modelo cercano a la parte final baja de la falla) y el
de dos fallas aisladas (la parte central del modelo), respectivamente. La zona blanca muestra las estructuras de alta
permeabilidad (5x10-12 m2) desarrollado como consecuencia del fallamiento. La máxima velocidad del flujo es
1.5x10-6 m/s en (c) y 0.9x10-6 m/s en (d). En Zhang et al. (2003).
Es evidente la relación entre vetas de oro y fallas, y de manera cuantitativa se ha estudiado la relación de
las fallas pareadas, la deformación, el flujo de fluidos y los procesos de reacción química resultantes de
esta asociación. Se estableció un modelo de la deformación resultante del fallamiento y la
permeabilidad (Fig.9 a y b), el patrón de flujo de los fluidos y la localización de un centro de mezclas de
fluidos (Zhang et al., 2003).

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Figura 10. (a) y (b). Distribución de las tasas de precipitación de oro para los modelos de una y dos fallas
aisladas, respectivamente, sólo en la porción central de los modelos. La tasa de precipitación está dada en ppm.
(Peso por millones de años). En Zhang et al. (2003).
Este modelo permitió observar el transporte de fluidos a través de rocas de baja permeabilidad, con
fallas aisladas de mayor permeabilidad. El patrón de precipitación de los minerales se produjo por
reacciones químicas durante procesos acoplados, lo cual es relevante para el entendimiento de la
relación de los depósitos de oro con las fallas (Fig.10 a y b). En tal sentido el fenómeno de fallamiento y
deformación acentúan la permeabilidad de la roca encajante y genera conductos para la mezcla de
fluidos en zonas de dilatación y generación de estructuras de mayor permeabilidad, que representan una
descarga de tensiones y una fracturación relacionada con el incremento de la permeabilidad (Zhang et
al., 2003).
Este mecanismo permite el transporte de fluidos a través de rocas impermeables y centraliza la mezcla
de fluidos en sectores favorables como zonas de dilatación o fallas existentes. La tasa de precipitación
mineral depende de la estructura, condiciones del flujo y la relación entre la velocidad del fluido y el
gradiente de concentración química de la mezcla (Fig.5). La máxima tasa de precipitación de metales es
posible cuando las zonas de dilatación y fallas tienen una alta tasa de flujo, buena mezcla y altos
gradientes de concentración minerales formadores de menas (Zhang et al., 2003). Los fluidos pueden
ser trasportados a través de fallas permeables. Esto representa un buen material para explicarnos la
mineragénesis del oro orogénico, y es esencial entender los procesos físicos y químicos que suceden
para viabilizar la concentración de metales.
En el ambiente estructural de los depósitos de oro mesotermal las fluctuaciones cíclicas en la presión
del fluido deben acompañar un fracturamiento intermitente de fallas conjugadas. La mineralización en
un escenario estructural requiere cambios de esfuerzo dinámico acompañando cada episodio de
fallamiento sísmico y este efecto sobre el régimen del fluido. El desarrollo de los filones de oro y cuarzo
parecen pertenecer la última fase de reactivación de la actividad magmática dentro de un cinturón
orogénico (Sibson et al., 1988).

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2.3 MODELACIÓN DE DEPÓSITOS VETÍTICOS
La modelación de depósitos minerales tuvo un impacto positivo para los trabajos científicos y de
exploración mineral, en lo cual fue pionero el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS). En
cuanto a los depósitos de oro vetítico, es la primera vez que se explican de manera coherente sus
características, esencialmente la mención a su asociación a eventos metamórficos por compresión y no
específicamente a magmatismo de arco y se ofrece un extenso listado de los depósitos de esta afinidad
(Berger, 1986). Se establece además su relación con la zona de transición frágil dúctil, la generación de
magmatismo filoniano a lo largo de las fracturas y la generación de estructuras vetíticas (Goldfarb et al.,
1996).
Un perfil explicativo del “British Columbia Geological Survey” de Canadá, representa la referencia más
completa de los depósitos mesotermales de baja sulfuración en vetas de cuarzo. Consideran filones de
cuarzo con baja sulfuración, epigenéticos a la roca de caja y con límites muy marcados con la misma, a
veces con cierta alteración hidrotermal. El control de la mineralización está sujeto al régimen de
fracturas tardías sincolisionales. El modelo genético de las vetas de cuarzo con oro se sustenta en una
fuente profunda afectada por fracturas profundas en respuesta a una colisión de terrenos. Estas fallas
actúan como conductos para fluidos hidrotermales ricos en CO2, H2O (5 – 30 mol% de CO2), baja
salinidad (<3 wt% de NaCl). Los fluidos son dirigidos cíclicamente donde la tectónica y la sismisidad
favorecen un aumento de la presión (Ash y Alldrick, 1996).
Es importante considerar los factores mineragénicos y evolutivos de la mineralización aurífera,
presentando un nuevo modelo de generación de mineralización. Es interesante además tenerlo en
consideración debido a que la evolución geológica de la Columbia Británica del Canadá y la parte Sur de
Alaska poseen varias coincidencias con los procesos geológicos acaecidos en los Andes Colombianos,
tanto en lo geológico como en lo metalogénico (Haeussler et al., 1995).
Se presenta claramente la coincidencia de signos de magmatismo intraplaca y generación de
hidrotermalismo vinculado con los depósitos auríferos. Sin embargo, el análisis del proceso que
contempla una apertura de una ventana del manto en la zona de subducción, debajo del prisma de
acreción, nos trae más dudas que soluciones al modelo planteado, de lo cual el tipo de magmatismo y la
evolución de los fluidos mineralizantes no tiene sustento, considerando todo lo que ya se conoce acerca
de los mecanismos y procesos geológicos generadores de depósitos minerales (Haeussler et al., 1995).

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Figura 11. Diagrama de un corte esquemático en diferentes estadios de márgenes activos. Enmarcado en rojo se
muestra un orógeno de colisión como consecuencia de la aproximación de dos terrenos y el acortamiento de la
corteza provocando magmatismo filoniano y depósitos de oro. Adaptado de White, 2005.
Esto sugiere, que de existir este fenómeno, su resultado debería ser intrusivos ultrabásicos e incluso
komatiíticos, de afinidad (Ni, Cu, PGE +Au), en los denominados complejos alaskanos, sin existir
algunos signos de control estructural de la mineralización vetítica.
En Kerrich y Wyman (1990), se explica que a lo largo de fracturas profundas regionales suelen
acrecionar terrenos alóctonos pertenecientes a arcos que colisionan con márgenes continentales
sucediendo fenómenos de transpresión (Fig.11). Estos generan deformación, levantamiento y
cinemática, que produce magmatismo, mineralización y reequilibrio térmico en una corteza engrosada
entre 10 y 40 Ma., que es una condición necesaria para la formación de los depósitos mesotermales
(Kerrich y Wyman, 1990).
En cuanto a la fuente primaria de mineralización se plantea vincular esta mineralización aurífera a los
fenómenos de magmatismo lamprofírico, proveniente de fundidos ricos en elementos químicos, dentro
de estos el oro. Sin embargo, aunque se considere que contexto de post colisión debe existir
magmatismo filoniano, no es precisamente de carácter lamprofírico, ni es necesario que la fuente de
mineralización sea tan profunda como desde el manto o el núcleo de la tierra, como se plantea en este
trabajo (Rock y Groves, 1988). No obstante se muestra una hipótesis para el origen primario de la
mineralización a partir de una fuente profunda de magmatismo filoniano quizás tipo diques que cortan
las rocas graníticas del batolito y a menudo acompañan la mineralización vetítica. Estos están muy
ligados a la mineralización.
Podemos considerar que una fase filoniana acompaña al oro orogénico producto de un magmatismo de
colisión, debido a calentamiento por presión en la base del arco de carácter básico - medio, rico en
volátiles confinados que lixivian la roca circundante cargada de metales. En el proceso de postcolisión,
al suceder fenómenos de tectónica transcurrente y la apertura de fallas profundas, aparece el
magmatismo filoniano, junto a procesos de metasomatismo y liberación posterior de una fase fluida
hidrotermal en las aperturas vecinas a la raíz del dique. De aquí suponemos una variante muy específica
de lo que explica Rock y Groves (1988), muy probable en la región del Nordeste Antioqueño.

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Figura 12. Diagrama de un corte hipotético del orógeno de Lachlan en el cual se interpretan los procesos
metalogénicos de oro orogénico ligados a la evolución tectono magmática. (Bierlein et al., 2002).
En el trabajo de Bierlein et al. (2002), (Fig.12) se estudia la evolución tectónica de un distrito al SW de
Australia donde los procesos geológicos acaecidos poseen una gran analogía con la evolución de
Colombia en determinada edad. Se detalla como un complejo de arcos de islas con cierto desarrollo de
corteza semi-continentalizada, a través de micro colisiones de sucesivas etapas de arco, se edificó como
un micro continente, a veces cruzados por cuencas interiores, que a la postre se aproximó al cratón
australiano por consumo de la corteza oceánica. En este proceso comenzaron las etapas de colisión de
un complejo de micro continentes y el continente australiano, creando un fenómeno orogénico de
choque, magmatismo de poscolisión, sucesivas etapas de fallamiento transcurrente, liberación de fluidos
y generación de oro orogénico (Bierlein et al., 2002). Si analizamos lo expuesto, podremos establecer
ciertas analogías con la evolución geológica y metalogénica de Colombia, que muestra complejos de
acreción y microcolisiones de arcos, así como variedad de depósitos minerales testigos de esos eventos.
En Goldfarb et al. (2001), (Figs.13 y 14) se expone la distribución de los depósitos de oro orogénico en
el espacio y el tiempo, enmarcados en el contexto de evolución tectónica del planeta desde el Arcaico
hasta el presente, y se observa que un mismo estilo de mineralización queda marcado con ciertas
diferencias condicionadas a cada época.

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Figura 13. Distribución de las provincias de oro en América con relación a su edad y contenido de metal. Algunas
de ellas corresponden a los tipos de oro orogénico tales como cinturón de oro de Juneau, Alaska, Cordillera del
Este en Perú y Sierra Pampeana en Argentina. (Goldfarb et al., 2001).
Figura 14. Distribución de las provincias de oro en el planeta con relación a su edad y relacionadas con orógenos
de colisión. (Goldfarb et al., 2001).

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2.4 GEOLOGÍA DEL DISTRITO SEGOVIA REMEDIOS
El Distrito Minero Segovia Remedios se localiza en el norte de la Cordillera Central compuesta por
rocas ígneas intrusivas del Batolito de Segovia de edad Jurásica-Cretácica, rocas metamórficas, en una
secuencia de anfibolitas, migmatitas, gneis, esquistos, mármoles y cuarcitas, de edad Precámbrica -
Paleozoico inferior, rocas sedimentarias en conglomerados, areniscas, pizarras y rocas volcánicas,
basaltos en diques de finales del Cretáceo, contemporáneos con las intrusiones batolíticas (González,
2001) (Fig.15).
Figura 15. Sector Nororiental del Mapa Geológico de Antioquia, de González (2001). Obsérvese las cabeceras
municipales de Segovia y Remedios, alrededor de las mismas se establece el distrito objeto de estudio.
El Batolito de Segovia se encuentra en el flanco este de la Cordillera Central, al este de la falla Otú, y es
un cuerpo alargado en sentido norte - sur, constituido por dioritas de masivas a ligeramente laminadas
con amplias variaciones texturales, composicionales y gradacionales, en especial a diorita cuarzosa y
gabros hornbléndicos. Está cortado por diques andesíticos y porfídicos de hasta 10 m. de espesor, con
matriz afanítica gris verdosa y fenocristales de feldespato (Feininger, 1972).
En las mineralizaciones filonianas el mineral de ganga es cuarzo, aunque en la Mina El Silencio se ha
reportado calcita en proporciones iguales a las del cuarzo (Rodríguez y Pernet, 1983). La diorita en la
región de Segovia Remedios es la roca encajante de los filones de cuarzo auríferos, que se explotan en el
área y que se extienden al sur de Bolívar (Feininger, 1972).
DISTRITO MINERO
SEGOVIA REMEDIOS

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2.5 MINERALIZACIÓN DEL DISTRITO SEGOVIA REMEDIOS
En Rodríguez y Pernet (1983) se divide el Departamento de Antioquia en regiones mineras: la
Occidental al W del Río Cauca, la Central y la Oriental que es donde se encuentra el Distrito Minero de
Zaragoza Segovia Remedios. Este distrito está subdividido en el Área de Segovia Remedios y
Zaragoza Segovia. De toda la región la Mina El Silencio es la más importante, con rumbo promedio de
N20ºE, 30º SE, 1300 m. de buzamiento y 2000 m. de rumbo (Rodríguez y Pernet, 1983). Se divide en
dos filones, Veta Manto y Veta Principal con estructuras en cola de caballo (Lozano y Pulido, 1986). La
roca encajante es cuarzodiorita cortada por diques de pórfido menores de 1 m de espesor, anteriores a
la mineralización y junto con las fracturas principales controlan la mineralización. A veces aparece
scheelita, pirrotita y calcopirita en pequeñas cantidades (Hall et al., 1971).
Ramírez (1985) analiza las mineralizaciones relacionadas con el Batolito de Segovia, cuya composición
es predominantemente granodiorítica con variaciones a diorita. En cuanto a las fallas situadas en las
inmediaciones a la mina Providencia, existen tendencias similares a las fallas Otú-Pericos y Nus
(llamada Falla El Bagre).
Las diaclasas presentan las siguientes familias de fracturamiento: N26°W/25°NE, N86°W/64°NE y
N34°W/72°SW. La veta Manga presenta un contenido promedio de 7,44 gr/ton de Au, 23 gr/ton de
plata y un espesor promedio de 0,48 m. Áreas de alta concentración de oro y plata presentan
correspondencia con grandes espesores de veta (superiores a 0,79 m), como también mayor abundancia
de sulfuros, particularmente pirita, galena y esfalerita.
En la Mina Sandra-K, aparece un filón de hasta 3 m. de espesor, N-S/30ºE, longitud de 550 m. por el
rumbo y 120 m. por el buzamiento. La mineralización se ve afectada por tres fallas este - oeste,
desplazando el filón en pequeña magnitud. El oro parece estar asociado con pirita y a veces con
esfalerita y en electrum parece asociarse con galena y esfalerita. Su concentración parece estar
directamente relacionada con el contenido de galena, esfalerita y pirita (Chaparro, 2003).
Sánchez (2003) en su estudio paragenético de la mina Sandra K sugiere fases de depositación. Primera
etapa de pirita I, oro intercrecido con pirita I, galena I como inclusión en esfalerita, pirita II y oro;
Segunda etapa de deposición de plata, oro rellenando microfracturas en pirita I, asociada con esfalerita,
pirita II con inclusiones de oro, galena I, y reemplazamiento de esfalerita I por pirita; Tercera etapa:
Galena II rellena microfracturas en esfalerita I y se forma simultáneamente con esfalerita II. Existen
dos tipos de cuarzo, pudiendo ser el cuarzo II contemporáneo con los minerales antes mencionados en
90% de la ganga de la veta.
2.6 GÉNESIS DE LA MINERALIZACIÓN AURÍFERA
Schuiling (1967) establece la correspondencia entre las fajas orogénicas que pasan de un continente a
otro en una reconstrucción del Atlántico antes de la deriva continental. Sugiere que los intrusivos
forman concentraciones de minerales, y sustituye el estaño por oro para explicar por qué intrusiones de
diferente composición y edad son auríferas (Robert et al., 1970). También apunta que los filones se
asocian con soluciones hidrotermales remanentes de la cristalización del magma que ascendieron por
fracturas y se hospedan en la parte superior del Plutón, como relleno de fisura y poca alteración. Al
entrar en contacto los fluidos hidrotermales con la roca encajante sucedieron cambios de temperatura y
pH que dieron lugar a la precipitación (Hall et al., 1970).

18
En cuanto a la génesis de la mineralización señala que en una época post jurásica se presentó
tectonismo y fracturamiento del Batolito de Segovia, que fue rellenado por diques andesíticos. Estas
fracturas fueron reabiertas para dar vía a la deposición de fluidos mineralizantes, clasificando el
depósito como mesotermal con relleno de fisuras y reemplazamiento en condiciones hipotermales
(Feininger et al., 1972). Una secuencia de este proceso sería: Formación del intrusivo - fracturas por
liberación de esfuerzos y asentamiento del intrusivo en el enfriamiento - inyección de diques -
fracturamiento - inyección de cuarzo con bajo contenido de mineralización - fracturamiento - inyección
de fases hidrotermales ricas en mineralización y filones de sulfuros metálicos con metales preciosos
(Wieselmann, 1982).
Según Muñoz et al. (1993), durante el mesozoico, en el jurásico, un cinturón magmático intruyó el borde
occidental del oriente colombiano e importantes mineralizaciones de oro se ubicaron en los batolitos de
Segovia e Ibagué, el cual probablemente es resultado de una subducción al margen occidental del
oriente Colombiano (Utter, 1982).

19
3. MATERIALES Y MÉTODOS
3.1 FOTOINTERPRETACIÓN DE IMÁGENES AÉREAS
Se emplearon las técnicas de fotointerpretación geológica con el objetivo reconocer alineamientos y
rasgos que indiquen estructuras disyuntivas, contactos, mineralización vetítica o magmatismo filoniano.
Para ello se utilizaron 4 líneas de vuelo que registran la zona de norte a sur en unos 100 km. de longitud
y 40 km. de ancho a escala 1:60000 y 1:32000 (Fig. 16). Los estereopares permitieron la interpretación
de mosaicos superpuestos y se logró integrar el fotoesquema general, muy conveniente para ser
cartografiado en una base topográfica y correlacionarla con los elementos de la geología y otra
información georeferenciada.
Figura 16. Fotointerpretación de alineamientos en el Sector San Nicolás - Quebrada Doña Teresa, donde se
observa un mosaico de direcciones preferenciales. Los de dirección NE - SW generalmente están formados por
estructuras vetíticas.
Los estereopares de fotografías aéreas fueron estudiados en dos escalas para diferenciar estructuras
distritales y locales. Este procedimiento consistió en observar las fotografías sin aumentos y trazar los

20
alineamientos distritales regionales. Posteriormente se trabajó con los aumentos del estereoscopio en
zonas donde se requiere mayor detalle y eran significativas las estructuras de menor orden.
De todo este trabajo se efectuó una generalización de alineamientos, se compararon con los mapas del
grado de estudio y se estableció una correspondencia con los accidentes conocidos de fallas,
mineralizaciones y contactos litológicos. Posteriormente se interpretó la estructura, estableciendo sus
jerarquías, tendencias preferenciales y una caracterización general del complejo estructural. Este trabajo
fue verificado en campo y se confeccionó un mapa a escala 1:100.000 con la interpretación de los
procesos tectónicos y de mineralización, estableciendo un estilo tectónico y estructural.
3.2 GEOLOGÍA DE CAMPO
Fueron realizadas 10 visitas de campo a prospectos de exploración, minas subterráneas y sectores de
significado geológico especial, donde se realizaron observaciones, mediciones y toma de muestras, lo
que permitió establecer y caracterizar las relaciones de campo. Estas visitas fueron concentradas en 4
zonas fundamentales (Fig.17), las cuales fueron escogidas considerando aquellas de mayor operación
minera y también teniendo en cuenta trabajos anteriores de exploración mineral efectuados por la
compañía exploradora canadiense Procoloro Colombia, en la cual el autor de este trabajo fue Director
de Exploración.
Dada que la zona no posee buena aflorabilidad y las rocas del complejo intrusivo, como las
pertenecientes a rocas metamórficas están cubiertas por un grueso espesor de saprolito, las
observaciones directas de los cuerpos rocosos y de la mineralización sólo son posibles desde laboreos
mineros subterráneos. Sin embargo, dado que en la zona existe una intensa minería de subsistencia es
muy común encontrar por doquier laboreos mineros y accediendo a ellos se pueden obtener datos
acerca de la geología y relaciones de campo de la mineralización.
Los trabajos se basaron en recorridos minas en producción e itinerarios geológicos de reconocimiento
por el campo, junto a esto revisión de pequeñas aperturas de exploración. Fueron importantes las
visitas a las operaciones mineras y diferentes niveles de las Minas El Silencio, Providencia, Sandra K,
San Nicolás, Barro Blanco, La Italia, El Cafetal, Yurani, La Bartola, La Balastrera, La María, Playa Rica,
entre otras, que permitieron establecer los elementos de yacencia de la mineralización, la naturaleza de
la roca de caja y sus interrelaciones.

21
Figura 17. Esquema geológico del Nordeste Antioqueño. En cuadros rojos los prospectos de exploración de
Procoloro Colombia. Los cuadros amarillos representan las zonas investigadas en este trabajo. Las estrellas
amarillas representan las estaciones geológicas. Modificado por Rodríguez (1997).
Zonas investigadas Estaciones
geológicas

22
3.3 MUESTREO
Un total de 60 estaciones geológicas se situaron en afloramientos y laboreos subterráneos, entre ellas las
Minas El Silencio, Providencia, Sandra K, San Nicolás, Barro Blanco, Santa Cruz, La Palmichala,
Yurani, La Bartola, La Arenosa, desde el norte de Segovia, hasta las inmediaciones de Vegachí al sur. Se
tomaron 250 muestras por el método de “chip sample”, en fragmentos distribuidos de manera aleatoria
en los frentes de desarrollo minero o en las paredes de los túneles de avance y en laboreos subterráneos
de sectores representativos de la zona de estudio (Fig.17).
3.4 MICROSCOPÍA ÓPTICA DE MENAS
La caracterización de las estructuras mineralizadas y su entorno se efectuó con el fin de establecer las
fases minerales, sus asociaciones paragenéticas, relaciones texturales y las etapas o eventos
mineralizantes, así como su relación con la roca circundante. Para el estudio de las muestras se
aplicaron técnicas de microscopía óptica con luz reflejada en mineralogía de menas. Se utilizó un
microscopio petrográfico Nikon con aumentos 20x, 32x y 60x.
Se estudiaron 140 secciones pulidas, muchas de ellas en doble cara. Estas se repartieron
aproximadamente en cantidades de 20 entre las minas El Silencio, Providencia, Sandra K, San Nicolás,
La Italia, Yurani, La Balastrera, aunque también se obtuvieron secciones aisladas de las minas Sofía,
Tres y Media, Marmajito, La Venenosa, entre otras tomadas de algunos laboreos subterráneos
pequeños.
Se efectuó un registro micro fotográfico muy completo que recoge la mayoría de los eventos distintivos
desde el punto de vista mineralógico, textural y paragenético en escalas 200x y 400x.

23
4. RESULTADOS
4.1 RASGOS ESTRUCTURALES
4.1.1 Generalidades.
En los depósitos de oro filoniano ha sido recurrente la consideración de que el sistema estructural, dado
por fracturas, diaclasas y fisuras, son los factores más importantes en el control de la mineralización, y
el relleno de espacios es el elemento que permite la cristalización de las soluciones hidrotermales,
independiente de la fuente de los fluidos (Groves et al. 1998).
Sin embargo, el hecho de relacionar la estructura como controladora de la mineralización es demasiado
simple, siendo necesario establecer el tipo de estructuras, la evolución de las mismas y su papel esencial
en la mineralización. Por la diversidad estructural y sus regularidades variadas deben hacerse ciertas
precisiones para lograr entender y reconocer las estructuras relacionadas con la mineralización y
establecer su patrón.
El oro orogénico, como otros tipos de depósitos auríferos poseen control estructural (Haeberlin et al.
2001). No obstante, existen particularidades distintivas que permiten establecer si un estilo estructural
corresponde para cada tipo de depósito y utilizar este argumento para afianzar el concepto de modelo
de depósito. Por esta razón se planteó como un resultado a obtener el estudio estructural del distrito.
Las particularidades geológicas de la zona sólo permiten establecer estructuras disyuntivas en los
laboreos mineros, y estos en ocasiones no están lo suficientemente cerca como para que permitan una
correlación confiable. La aflorabilidad de la región es escasa, la cubierta saprolítica gruesa y en
superficie es difícil reconocer o seguir algún rasgo estructural. El carácter a veces alóctono del saprolito
tampoco ayuda a establecer fronteras entre cuerpos rocosos. De aquí que para estudiar los rasgos
estructurales del distrito y su relación con la mineralización se aplicó fotointerpretación geológica,
utilizando fotografías aéreas de escalas 1:32000 y 1:60000. Con estas herramientas se crearon mosaicos
y un fotoesquema de alineamientos estructurales, los cuales fueron interpretados a la luz de la
información recolectada en las relaciones de campo en cuanto a contactos, fallas, estructuras
mineralizadas, diques y cuerpos geológicos que fueron reconocidos e interpretados junto al mapa de
alineamientos.
Tectónicamente el distrito minero está limitado por la Falla Otú y la Falla Nus, semiparalelas N20ºW-
N20ºE/80ºE, fallas de rumbo, pero que han tenido movimientos verticales y horizontales (Parra, 1984),
pertenecientes al Sistema de Fracturas de Palestina, el cual coincide con las direcciones de los sistemas
tectónicos de la cadena andina (Feininger et al., 1972).
La Falla Otú Norte parece compensar la Falla Palestina (Paris et al., 2000), que se extiende en dirección
noroeste. La falla separa bloques de geología y litología totalmente diferentes. Rocas del Precámbrico y
Ordovícico sobre el este están yuxtapuestas contra rocas de arco al oeste. El extremo norte se extiende
al parecer en varias fallas que cruzan el río Nechí, con una longitud de 144.4 km., un rumbo promedio
de N13.4° W y buzamiento probablemente alto hacia el este, con movimiento sinestral (Lateral
izquierda) inversa, su componente vertical es hacia arriba en el lado este.

24
Su actitud se asume de forma similar al comportamiento general de las fallas vecinas, tal como la Falla
Palestina (Paris et al., 2000). La falla es prominente en imágenes satelitales y fotografías aéreas. Presenta
baja tasa de movimiento <0.2 mm/año, fue estimada en Paris et al. (2000). La edad del último
movimiento data del Cuaternario (<1.6 Ma.), desplazando terrazas de máximo 140 m. reportadas por
Shlemon (1970) (citado en Page, 1986).
En la región aparecen conjuntos de fracturas conjugadas con direcciones promedio N20ºE de bajo
ángulo (20 - 30º) y N70ºW de alto ángulo (80 - 90º), a veces con diques andesíticos, en las Minas
Cristales, El Silencio, San Nicolás y Cogote. También se observa un sistema con direcciones N70ºW de
bajo ángulo (25-30ºN) también en la Mina Cogote y Marmajito. Y por último unas fracturas verticales
N30ºW, en Tres y Media y Cecilia (Rodríguez y Pernet, 1983).
4.1.2 Tendencias estructurales predominantes.
La información de campo, junto a la fotointerpretación de imágenes aéreas y satelitales condujo a la
conformación de un mapa de alineamientos y la generalización de un patrón estructural con el fin de
entender el estilo y evolución estructural de la región. En las Figuras 18 y 19 y los Anexos 3 y 4, se
puede observar el resultado de la determinación del comportamiento estructural, donde se identificaron
cuatro tendencias estructurales dominantes en el distrito, y se muestra el mosaico estructural de
fracturas de carácter regional y distrital.
En la interpretación de la imagen satelital (Figura 18) se puede observar un patrón de alineamientos
donde coexisten las tendencias regionales en dirección preferencial N-S, con ligeras inflexiones y
deformaciones que tienden en dirección NNW-SSE. Sin embargo, a este sistema se le superpone un
esquema estructural sublatitudinal NW-SE y NE-SW y estos generalmente no presentan deformación.
De estas observaciones claramente se nota que estos últimos sistemas son más tardíos y definen efectos
cinemáticos secundarios debidos a la interacción del sistema principal de fracturas regionales pareadas
que han sido sometidas a un nuevo vector de cizallas, que en régimen de esfuerzos tangenciales
provocan deformaciones disyuntivas entre las mismas dando como consecuencia patrones regulares de
permeabilidad y fisuras que posiblemente estén relacionadas con eventos metalogénicos.
En la interpretación de las fotos aéreas se observan otros detalles que se pueden correlacionar con los
fenómenos metalogénicos conocidos y con las mediciones efectuadas en filones y contactos reportados
en aperturas mineras de la región.

25
Figura 18. Interpretación de una imagen satelital de la región del Nordeste de Antioquia.
4.1.2.1 Sistemas estructurales.
NNW - SSE (f1): Este sistema combina una etapa de eventos tectónicos regionales relacionada con la
acreción de terrenos y posterior reactivación de movimientos en condiciones netamente vinculadas a
esfuerzos distritales. Se representa por alineamientos alargados y sinuosos de carácter regional cuya
tendencia se encuentra relacionada con reactivaciones del sistema de fallas de Palestina: la Falla Otú-
Pericos y la Falla Bagre (o Falla Nus).
Estas estructuras siguen un rumbo aproximado N-S, pero poseen ciertas inflexiones y cambios
repentinos del rumbo en dirección sublatitudinal, donde se observan estructuras menores que la
interceptan, apareciendo en su entorno mineralización filoniana. Estos alineamientos representan un
trazo regular interceptado por estructuras menores que la han desplazado en toda su extensión.

26
Es un sistema de primer orden, pudiese referirse a un evento heredado de una sutura de terrenos que ha
sido reactivada de manera transcurrente con esfuerzos tangenciales o ligeramente en otras direcciones.
Junto a este aparece un subsistema de menor envergadura como efecto de la cizalla del sistema de
mayor, lo que en cierto sentido copia el sistema regional y presenta algunos desbandes en direcciones
algo diferentes.
NNE - SSW (f2): Sistema de segundo orden caracterizado por alineamientos alargados y de
distribución distrital que cortan al sistema f1. Poseen manifestación de mineralización vetítica, diques de
pórfidos andesíticos y es cortado por otros sistemas estructurales.
NE - SW (f3) y NW - SE (f4): Sistemas conjugados de tercer orden. Estos poseen manifestación de
vetas mineralizadas y diques concordantes a las mismas. Se identifica también con una serie de fallas
transversales a la mineralización y hacen que estas últimas se dispongan de manera irregular. A este
sistema se asocian diques andesíticos con texturas porfídicas, los cuales son recurrentes en la zona en
cualquiera de los sistemas, a veces paralelos a la mineralización.
Considerando una secuencia y evolución de sucesos estructurales podemos aproximar una situación
inicial a partir del contacto tectónico de terreno alóctono de metamorfitas y el Batolito de Segovia de un
arco en extinción a lo largo de la estructura Otú Pericos. En esta estructura se interpreta la sutura de
una acreción de terrenos soldados, que posteriormente evoluciona en fallamiento inverso y
transcurrente de carácter regional semirígido (f1). Más adelante en el tiempo estas componentes
cinemáticas afectan a los terrenos colindantes, formando estructuras semiparalelas al rumbo de las
estructuras regionales, de importancia para la mineralización y posteriores fenómenos estructurales.
Tanto el sistema transcurrente como el subordinado de primer orden constituyen el rasgo inicial de un
evento de acortamiento de la corteza y de colisión.
La respuesta estructural a partir de los efectos de una convergencia oblicua, provoca la generación de
sistemas de fracturas que pueden interceptar el sistema anterior y superponer subsistemas que
evolucionan en un ambiente rígido, que produce una apertura de los sistemas de diaclasas de los
intrusivos enfriados que transicionan a un patrón de fracturas, lo cual se evidencia en la evolución de
los sistemas desde el f2 al f3 y f4. Todo esto forma parte de la cadena de ascenso, removilización y
emplazamiento del magmatismo filoniano y la mineralización vetítica resultante.

27
Figura 19. Tendencias preferenciales de los alineamientos estudiados en la Región del Nordeste Antioqueño. Se
observan estructuras geológicas que se sobreimponen al carácter regional.

28
4.2 RELACIONES DE CAMPO
El Distrito Minero Segovia Remedios perteneciente al Nordeste Antioqueño es una extensa zona donde
el polo de desarrollo minero se encuentra en las inmediaciones de las poblaciones de Segovia y
Remedios. La operación minera más importante y conocida es la Empresa Frontino Gold Mines que en
épocas pasadas prácticamente era la dueña de todos los laboreos de la región (Anexo 3).
Esta región posee escasos afloramientos, sólo vistos en los valles angostos de las corrientes fluviales de
mayor envergadura. En general aparece una potente cubierta saprolítica que impide la observación del
sustrato rocoso “in situ” (Fig.20). De acá que prácticamente la mayoría del trabajo de revisión de
campo debe efectuarse en laboreos de mineros, en núcleos y correlaciones a partir de datos de
perforación.
Las estructuras mineralizadas son difíciles de seguir en el campo, sólo es posible a partir de un estudio
de alineamientos de fotointerpretación, ubicación georeferenciada, elementos de yacencia y
particularidades mineralógicas. Esto permitió adelantar trabajos de exploración con apiques, trincheras
y sondeos mecánicos con recuperación de núcleos y ha sido posible seguir los filones por el rumbo y el
buzamiento.
Una revisión de la documentación de sondeos con recuperación de núcleos en algunos prospectos de la
región señala una tendencia muy regular de la mineralización filoniana. Es notable la presencia de una
gruesa capa saprolítica que en muchos casos no representan zonas de intemperismo de la roca de caja in
situ, lo cual supone que los materiales de la cubierta saprolítica en ocasiones son alóctonos y han sido
removilizados por efectos secundarios sucedidos por el modelado reciente, en ocasiones debidos a
glaciales del período Pleistocénico. Eso se evidencia por rasgos de transporte de grandes bloques
esféricos de material granodiorítico que flota en el saprolito y que poseen signos de estriamiento por
movimiento. También aparecen bloques exóticos de estructuras vetíticas cuarcíferas con mineralización
sulfurosa oxidada muy desarticulados de su posición original lo cual define cierta movilidad. En estos
casos la geoquímica de estos suelos y depósitos no son un claro indicador del contenido del substrato
rocoso.
En ocasiones la cubierta saprolítica posee ocres estructurales y se aprecia su correspondencia con el
sustrato rocoso, en este caso la presencia de los llamados “riegos” de bloques de procedencia vetítica.
Sin embargo, en cualquiera de los casos la capa saprolítica en un obstáculo importante en el
establecimiento de las relaciones de campo y para el estudio pormenorizado de la geología de la región.
Las perforaciones en el sector indican un comportamiento muy variable en la litología en lo referido a
los materiales del Batolito de Segovia. Estos poseen variaciones texturales de grano grueso a fino y el
contenido de minerales máficos es también muy variable. Es común y persistente la existencia de fases
de diques de composición básica media, con texturas porfídicas, que en la mayoría de las ocasiones
poseen halos de alteración hidrotermal en sus flancos, con mineralización sulfurosa diseminada y
alteración penetrativa que afecta directamente a los diques.
En ocasiones los diques coexisten con la mineralización filoniana, creando un patrón irregular de
alteración y asimilación entre los mismos, lo cual nos indica que existe un vínculo directo entre la
mineralización y los diques. El comportamiento estructural de los diques y la mineralización son muy
similares, y aunque sus direcciones pueden ser concordantes o normales, estas responden a un sistema
de fracturas de tendencias regulares que afectan al macizo y crean un patrón definido por la tectónica
posterior sucedida en condiciones de semi fragilidad litostática.

29
Las estructuras mineralizadas generalmente poseen una disposición sublatitudinal por el rumbo, con
buzamientos cercanos a los 45º. Pueden llegar a ser estructuras de bajo ángulo y de cizalla. En otros
casos los filones pueden ser muy verticales y asociados a contactos litológicos o fracturas distritales de
alto ángulo y de rumbo sinusoidal.
Figura 20. Cortes y correlación con base en sondeos mecánicos con recuperación de núcleos donde se muestra la
continuidad de las estructuras vetíticas, el espesor de la capa saprolítica y la presencia de algunas zonas de alteración.
Cubierta
saprolítica
Zona de alteración
Estructura mineralizada

30
Las estructuras vetíticas sólo son observables como “boulders”, o fragmentos de hasta 1m. de diámetro
que aparecen dispersos en las partes altas o el “filo” de cadenas de colinas, o rodados en sus laderas, lo
cual denota la presencia de un filón en el núcleo de la colina. Este aspecto fue tomado como criterio de
exploración por los geólogos y consultores de la Frontino Gold Mines, de lo cual un levantamiento del
trazo de los filos de las colinas era un criterio de exploración (Wieselmann y Galay, 1982)
Figura 21. Plancha de la zona de Santa Isabel, donde se trazaron las direcciones de estructuras mineralizadas en el
contacto con el Stock de Santa Isabel, algunas de ella cortan el Stock y las metamorfitas.
En la Figura 17 (Pág. 25) se pueden observar las zonas de trabajo y se señalan los sectores donde se
efectuó la mayor parte del reconocimiento y verificación geológica así como el muestreo, de lo cual fue

31
importante verificar las zonas con mayor minería de Segovia. La referente al sur de Remedios, muy
cercana al contacto de la Falla Otú y su influencia, así como la zona de Santa Isabel, donde aparece el
contacto entre el Stock de Santa Isabel y el complejo metamórfico.
Todos estos sectores, a pesar de sus diferencias geológicas poseen similar patrón de disposición de las
mineralizaciones, tanto en el complejo intrusivo de granitoides, como en la secuencia de metamorfitas,
al occidente de la Falla Otú. También es notable una tendencia NNE - SSW de las mineralizaciones en
los prospectos explorados.
Existen algunas orientaciones preferenciales, y de ellas las más conocidas son aquellas de direcciones
NE - SW y NW – SE que son las más comunes y que a veces aparecen como estructuras en zigzag
donde estas tendencias se cruzan. Sin embargo, existe una dirección de rumbo NNE - SSW a la cual se
asocian mineralizaciones de mucha extensión y de trazo sinuoso, y aunque son escasas es muy factible
para la minería dada su extensión. Un ejemplo pertenece la Mina La Balastrera en las inmediaciones de
Santa Isabel (Fig.21).
Con estos trabajos se ha podido determinar que las estructuras vetíticas son muy prolongadas, hasta los
10 - 15 Km. por el rumbo y su trazo es sinuoso a lo largo del mismo. Por el buzamiento se han podido
establecer hasta 1.3 Km., en la profundidad como en el caso de la mina Providencia y hasta más de 500
m., en los trabajos de exploración de la empresa Procoloro Colombia. El espesor es muy variable, entre
0.3 m. y 4 m., también observado en la mina Providencia. Su buzamiento es variable y como promedio
es de 45º, aunque hay estructuras excepcionalmente subverticales o subhorizontales.
En la Figura 22 se muestra un esquema geológico de la mineralización aurífera vetiforme del sector de
Remedios, correspondiente a las concesiones mineras Santa Cruz, la Palmichala y Yurani. Acá se puede
observar una recurrente dirección preferencial entre las estructuras mineralizadas, lo cual es casi
repetido más al sur en la zona de Yurani - La Bartola. En el anexo 3 también se puede observar como la
mediana minería, representada por las minas El Silencio, Providencia, Sandra K, San Nicolás y Cogote
responden a estas mismas tendencias preferenciales.

32
Figura 22. Esquema geológico de las estructuras vetíticas estudiadas con detalle en el sector de Remedios.
Obsérvese las direcciones preferenciales conjugadas, ambas con mineralización vetítica (Rodríguez, 1997).
En Rodríguez (1997) se detallan los trabajos efectuados por la compañía Procoloro Colombia, que
siguiendo un programa de exploración sistemático estudia con detalle las zonas de Otú, Remedios y
Santa Isabel. Se llevó a cabo un reconocimiento geológico de detalle en varios laboreos adelantados por
pequeños mineros, así como en las zonas mineras de Santa Cruz, La Palmichala, Yurani, La Bartola, el
Distrito Santa Isabel y Playa Rica más al sur. Estos trabajos lograron establecer, en principio, la
potencialidad aurífera del sector y con un intenso programa de perforación en las concesiones mineras
Santa Cruz, Yurani y La Arenosa, caracterizaron varios elementos fundamentales como los contactos
litológicos de reemplazo, fallas de tercer orden e intercepciones de fallas que controlan la
mineralización en el sector.
1 km.

33
4.3 ALTERACIONES HIDROTERMALES
Las granodioritas y diques que se encuentran en contacto con la veta de cuarzo tienen pirita diseminada
(Wieselmann y Galay, 1982). En El Silencio la alteración de los respaldos es casi nula y se reportan
delgadas cintas de salvanda de posible origen tectónico post-deposicional. En la Mina Sandra K, existe
alteración fílica de los diques andesíticos de hasta 5 m. de espesor, consistente en sericita, alunita,
adularia, feldespato potásico y plagioclasa. También aparece calcita en microvenillas (Chaparro, 2003).
No hay trabajos que informen la influencia química de los diques en la depositación mineral (Rodríguez
y Pernet, 1983). También, en la Mina Providencia se pudo determinar alteración propilítica y fílica,
siendo la primera más abundante y extensa en toda la mina, se reportó sericita, saussurita, calcita,
clorita, epidota, antigorita, pirita y cuarzo (Ramírez, 1985).
A nivel de distrito la mineralización se caracteriza por escasa alteración hidrotermal. Los contactos de
los cuerpos vetíticos con la roca de caja son precisos y cortantes, en ocasiones se desarrolla una zona de
contacto con arcillas grises que poseen mineralización metálica de pirita diseminada. A esta zona se le
denomina el respaldo de las vetas y son característicos. En otras ocasiones estos no aparecen, pero
cuando existen diques de andesitas cerca de las vetas se observa una alteración hidrotermal y entre los
diques y la granodiorita aparecen halos de alteración, y en la medida que nos acercamos al dique desde
las granodioritas se van perdiendo las texturas típicas de la roca, sustituyéndose por un material
finogranular a casi arcilloso.
Un caso atípico sucede en las inmediaciones de Santa Isabel, donde la veta de la Mina La Balastrera, a
pesar de tener unos contactos muy bien definidos con la roca de caja, esta posee alteración hidrotermal
con mineralización sulfurosa diseminada. Esto se debe a que esta estructura mineralizada parece
desarrollarse en una zona de permeabilidad, dada por el contacto entre el Stock Santa Isabel y rocas
metamórficas de la región. En este contacto sucede un fenómeno de reemplazo y penetración de un
filón. Sin embargo, la naturaleza intrusiva del stock sugiere que este se expone en sus partes superiores,
donde se observan los efectos de alteración hidrotermal de la cúpula y por tanto se caracteriza por fases
típicas de alteración y mineralización pirítica dispersa. La tectónica y los desplazamientos sucedidos
crean superficies muy precisas que definen el contacto entre el filón y su roca de caja.
Si profundizamos en la presencia de alteración hidrotermal en el entorno de la mineralización filoniana
podemos argumentar, que en la mayoría de los casos, donde la mineralización sucede en fisuras rellenas
de material hidrotermal y la roca encajante consiste en un macizo intrusivo homogéneo, no aparecen
halos de alteración hidrotermal perceptibles a simple vista. Es posible encontrar algunas fases de
alteración al ser observada al microscopio petrográfico, pero estos minerales de alteración no superan el
10% de las fases minerales de los formadores de roca.
Sin embargo, en muchos casos aparece la mineralización filoniana acompañada de diques andesíticos
con texturas porfídicas, en ocasiones paralela a la mineralización, otras con la mineralización
absorbiendo el dique, apareciendo este como lentes y fragmentos dentro de la mineralización, y en
otros casos los diques simplemente acompañando la mineralización.
Cualquiera de estas situaciones nos indica una clara relación genética entre un fenómeno de
magmatismo filoniano saturado en volátiles, dado por las texturas porfídica, y por otro lado la presencia
de un espacio abierto relleno de fluido hidrotermal saturado con una solución silícea, rica en CO2 y
sales minerales, que al interactuar con la fase filoniana es susceptible de atacar la roca de caja y producir
alteración. En este sentido el efecto hidrotermal sobre la roca está condicionado por la interrelación de
los filones con los diques de andesitas porfídicas, siendo esto el efecto precursor de la alteración.

34
Figura 23. a y b. Afloramiento de alteraciones hidrotermales y manifestaciones vetíticas en la zona de La
Balastrera. Geológicamente se refiere al contacto entre el Stock Santa Isabel y el complejo de rocas metamórficas.
Mina La Chinca, Santa Isabel.

35
4.4 PARAGÉNESIS MINERAL
4.4.1 Caracterización mineralógica.
Una revisión macroscópica de la mineralización permite determinar una composición homogénea
(Figs.23 y 24). Corresponden a cuarzo lechoso, en partes masivo, en ocasiones fracturado. Posee zonas
con oquedades y crecimiento de cristales de cuarzo de diverso tamaño formando enjambres de cristales.
En ocasiones la masa de ganga cuarzosa posee fracturamiento y cierto boudinage concordante con los
planos de buzamiento a manera de una foliación ondulada (Figs.25, 26 y 27).
Los filones presentan bandas continuas de rupturas por distensión con efectos de cizallada,
bandeamiento y arrastre de la roca de caja. Aparecen desbandes tipo cola de caballo y venillas de cuarzo
en cintas o bandas de deformación y fracturamiento sigmoidal. Se observan superficies de fricción en
el respaldo deleznable de carácter arcilloso que aparece en el contacto ente la estructura vetítica y la
roca encajante.
Los minerales metálicos aparecen en parches y cuerdas alargadas sinuosas, muchas veces con desbandes
que se abren desde un parche y que aparecen como crecimientos de vetillas por las aperturas en el
cuarzo foliado. Sin embargo, en algunas zonas la mineralización metálica es casi nula, y en otras
aparecen criaderos donde los parches son muy abundantes (Fig.27).
El mineral metálico más abundante es la pirita visto como inclusiones dentro del cuarzo con contactos
bien definidos hacia la roca de caja (Fig.28). También aparecen galena y esfalerita, la cuales
indistintamente pueden estar en mayor o menor cantidad. Pero de manera empírica, aquellas de mayor
cantidad de galena se asociaban con altos valores de oro libre.

36
Figura 24. Afloramiento de estructura vetítica en una ladera cerca de Santa Isabel. Se observa el alto contraste
entre las vetas y la roca de caja.
Figura 25. Estructura vetítica en la parte de un apique de acceso. Obsérvese los contactos muy claros con la roca
del piso, así como las estructuras estriadas de la mineralización dentro de la veta y parches de mineralización
sulfurosa dentro del cuarzo. Mina La Chinca, Santa Isabel.

37
Figura 26. Detalle de la estructura vetítica donde se observa el fracturamiento del cuarzo y el relleno de espacios
por minerales metálicos, fundamentalmente la pirita. Mina La Chinca, Santa Isabel.
Figura 27. Núcleos de perforación de un pozo efectuado en el prospecto Yurani, del Municipio de Remedios.
Los contactos entre la zona de veta cuarzosa y la roca de caja son muy definidos.

38
Figura 28. Veta cuarzosa en la zona de enriquecimiento supergénico. Se observa la coloración ocre de los óxidos
de hierro que penetran por el agrietamiento del cuarzo. Veta Barro, Segovia.
El oro difícil observar en las menas primarias. Aparece como pequeñas inclusiones de color amarillo
pálido con valores de pureza que no superan los 750 asociado a galena. Pero en las zonas de
enriquecimiento secundario, cuando las estructuras vetíticas están en la zonas del saprolito aparece un
material cuarzoso ocre, fracturado y con rellenos de grietas de material ferroso, donde los restos de
materiales metálicos están oxidados y descompuestos (Figs.29). Aparece oro libre en forma dendrítica y
de ley que supera los 900. Los valores promedio de oro en el distrito son de 16 g/ton (Rodríguez,
1995).
El contenido mineralógico señala que el cuarzo se encuentra en más de un 90% del material vetítico, la
pirita constituye el 4%, galena 3%, esfalerita el 2% y calcopirita 1%. Otros minerales como la pirrotita y
oro son escasos y no alcanzan valores porcentuales.
4.4.2 Descripción mineralógica.
Aparecen muchas manifestaciones vetíticas de oro que presentan un estilo mineralógico y paragenético
bastante parecido. Sin embargo, se notan ciertas particularidades distintivas y diferencias que
contribuyen a la definición de una secuencia paragenética y texturas diferenciables interesantes de ser
consideradas.
La mineralogía de las menas que conforman el depósito posee como fases minerales importantes la
pirita, galena, esfalerita, pirrotita, calcopirita, oro, marcasita y como mineral de ganga el cuarzo, el cual
está presente en todas las etapas de formación.

39
Se presentan a continuación los minerales y su caracterización atendiendo a sus particularidades
paragenéticas.
Pirita I (pi I): Se encuentra en cristales subhedrales a euhedrales. Aparece fracturada, y a través de sus
fracturas se deposita oro, galena y ganga. Se diferencia de la pirita III, en que los cristales euhedrales son
de mayor tamaño, fracturados y asociados con cuarzo, galena y oro (Fotografías 1, 2, 3 y 4).
Fotografía 1. Inclusiones de oro y galena I en pirita I. Fotografía 2. Oro como inclusión en pirita I. La
galena I intercrece con pirita I.
Fotografía 3. Oro y galena I llenan fracturas en pirita I.
Galena I reemplaza pirita I. Cuarzo en fracturas de
galena I, pirita I y esfalerita I.
Fotografía 4. Textura en flama de intercrecimiento
entre galena I y cuarzo. Galena I reemplazando pirita
I.
Galena I (ga I): Posee pits triangulares, en ocasiones deformados. Se presenta en agregados granulares,
rellenando fracturas en pirita I y asociada con oro. Son comunes las texturas de intercrecimiento con la
ganga y reemplazamiento con pirita I, pirita II y esfalerita I, en la cual debido a un avanzado
reemplazamiento sobre galena I, es común encontrar islas de galena I en esfalerita I (Fotografías 1, 2, 3
y 4).

40
Cuarzo (G): Es traslúcido y con reflexiones internas por su transparencia. Desarrolla texturas de
intercrecimiento con galena I, se asocia con galena I y oro rellenando fisuras en pirita I y aunque no es
común, también se presenta como cristales euhedrales hexagonales. (Fotografía 4).
Oro (Au): Se presenta como granos anhedrales asociados con galena I, principalmente rellenando
fisuras en pirita I. También como inclusiones en pirita I, galena I y esfalerita I (Fotografías 1, 2, 3, 5, 6
,7 y 8).
Fotografía 5. Oro y cuarzo rellenando microfracturas
en pirita I.
Fotografía 6. Oro en pirita I. El cuarzo, rellena
fisuras en pirita I.
Fotografía 7. Asociación de oro y galena I en fracturas
de pirita I.
Fotografía 8. Pirita I intercrece con galena I. Oro y
galena I intercrecen en pirita I.
Marcasita (mc): Amarilla pálida a verdosa. Posee fuerte pleocroismo que varía de color crema a verde
azuloso. Es fuertemente anisotrópico de amarillo verdoso a gris azuloso. Las maclas exponen una
textura lamelar. La pirita III se encuentra muy asociada como inclusiones en la marcasita. También
intercrece con galena I (Fotografías 9, 10, y 12).

41
Fotografía 9. Pirita I parcialmente reemplazada por
galena I y marcasita.
Fotografía 10. Galena I intercreciendo con
marcasita. Inclusiones de pirita III en marcasita.
Fotografía 11. Galena I reemplazando pirita I. Fotografía 12. Intercrecimiento de esfalerita I -
marcasita.
Pirrotita (po): Color crema. Pleocroico de pardo a rojo y anisotropía verde a gris. Se presenta como
inclusiones en pirita I y galena I (Fotografías 13, 14 y 15).

42
Fotografía 13. Galena I rellenando microfracturas en
pirita I. Inclusiones de pirrotita en pirita I.
Fotografía 14. Marcasita policristalina intercreciendo
con galena I. Pirrotita con galena I.
Fotografía 15. Sobrecrecimiento de pirrotita y galena I
en pirita I.
Fotografía 16. Intercrecimiento de pirita I y esfalerita I.
Exsoluciones de calcopirita en esfalerita I.
Esfalerita I (sl I): Color gris claro, sin pleocroismo e isotrópico. Presenta reflexiones internas amarillas
y rojas. Reemplaza principalmente pirita I y galena I. En menor proporción lo hace con pirita III.
Presenta exsolución de calcopirita (Fotografía 16).

43
Fotografía 17. Esfalerita I reemplazando galena I. Pirita
III como inclusiones en esfalerita I.
Fotografía 18. Esfalerita I reemplazando pirita I.
Pirita III (pi III): Presenta anisotropía leve. Se encuentra como cristales cúbicos euhedrales,
inclusiones sobre esfalerita I, galena I y marcasita, a manera de agregados cristalinos. Se diferencia de la
pirita I, en que no está afectada por fracturas y el tamaño de los cristales es menor. Se observan
evidencias de reemplazamiento de pirita III por galena I y esfalerita I (Fotografías 19 y 20).
Fotografía 19. Pirita III como inclusiones en galena I,
la cual a su vez reemplaza pirita I. La esfalerita
intercrece con galena I.
Fotografía 20. Inclusiones de pirita II sobre esfalerita I.
Calcopirita (cp): Amarilla pálida, no pleocróica y anisotrópica. Es el resultado de la exsolución en
esfalerita I. Intercrece con galena II, y no posee ninguna relación formacional con pirita III, la cual
existe como inclusiones en esfalerita I y galena I. Debido a un avanzado reemplazamiento de esfalerita I
sobre galena I, es común encontrar islas de galena I en esfalerita I. (Fotografías 16, 21, 23 y 24).

44
Fotografía 21. Intercrecimiento entre pirita I y
esfalerita I. Exsoluciones de calcopirita en esfalerita I.
galena I reemplazada por esfalerita I.
Fotografía 22. Intercrecimiento entre pirita I y
esfalerita I.
Galena II (ga II): Blanca azulosa, reflectancia media, no presenta birreflectancia y es levemente
anisotrópica. Se diferencia de galena I, en que no posee pits triangulares, y se presenta rellenando
microfisuras en esfalerita I, resultando en un proceso de reemplazamiento intergranular. Intercrece con
calcopirita (Fotografía 23).
Fotografía 23. Galena II rellenando fisuras en esfalerita
I. Exsoluciones de calcopirita en esfalerita I.
Fotografía 24. Exsoluciones de calcopirita en esfalerita.
Esfalerita II (sl II): Gris oscuro, sin pleocroismo e isotrópico. No presenta reflexiones internas y
muestra una textura de intercrecimiento crustiforme con pirita II sobre esfalerita I. No presenta
exsolución de calcopirita ni se encuentra asociado con los minerales descritos anteriormente (Fotografía
25).

45
Fotografía 25. Intercrecimiento entre pirita II y
esfalerita II, sobre esfalerita I.
Pirita II (pi III): Con la esfalerita II forma una textura de intercrecimiento crustiforme. Crece sobre
esfalerita I. No se asocia con ninguno de los minerales de mena descritos anteriormente (Fotografía 25).
4.4.3 Paragénesis mineral.
Se han diferenciado cinco etapas para la formación de minerales, cada etapa enmarcada por la aparición
de nuevas especies minerales e importantes eventos, tales como la formación de fracturas, relleno de
ellas e intensidad en los procesos de reemplazamiento (Fig. 30).
Figura 29. Secuencia paragenética para los depósitos vetíticos de oro, al Norte de la Cordillera Central
Colombiana.

46
El cuarzo es el mineral de ganga presente en la mineralización, y representa mucho mayor porcentaje
con respecto a las demás especies minerales asociadas, y está presente en todas las etapas de formación.
Primera etapa: De cristalización, caracterizada por la formación de cuarzo y pirita I. Prosigue un evento
de fracturamiento que da lugar a la formación de fisuras, principalmente en la pirita I, a través de las
cuales se deposita cuarzo, oro y galena I. (Fotografías 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8 y 11).
Segunda etapa: Crecen esfalerita I y pirrotita. La esfalerita I reemplaza pirita I y galena I; la pirrotita se
presenta como inclusiones en pirita I y galena I. (Fotografías 13, 14 y 15).
Tercera etapa: Se forman esfalerita II y pirita II, creciendo en esfalerita I. No existen estos minerales
asociados con especies formadas en etapas anteriores. (Fotografía 25).
Cuarta etapa: Se depositan marcasita y pirita III como pequeños cristales cúbicos sobre galena I,
marcasita y esfalerita I. Aparecen exsoluciones de calcopirita en esfalerita I. (Fotografías 9, 10, 12, 14,
17, 19 y 24).
Entre la cuarta y la quinta etapa sucedió un segundo evento de esfuerzos y fracturamiento, que
ocasionó deformación en los minerales existentes y removilización de oro.
Quinta etapa: A través de microfisuras en esfalerita I, se forma galena II. (Fotografía 23).

47
5. DISCUSIÓN
5.1 GENERALIDADES
Un estudio profundo de la información acerca de los depósitos vetíticos de oro, nos señala que es
necesario considerar varios factores y procesos geológicos que influyen en los aspectos de la evolución
metalogénica. En este caso específico son de importancia el establecimiento del sistema estructural, las
relaciones de campo de los cuerpos mineralizados, las particularidades microscópicas de la
mineralización y el entendimiento de los procesos evolutivos regionales a nivel magmático y
geodinámico.
De aquí que en este trabajo esos aspectos han constituido los problemas específicos a resolver, y en
torno a estos se han obtenido resultados concretos que nos permiten establecer un nexo que
correlaciona relativamente, en espacio y tiempo, todos aquellos criterios geológicos para aproximar una
explicación coherente al evento metalogénico que generó la mineralización vetítica del Distrito Segovia
Remedios.
5.2 SISTEMA ESTRUCTURAL
Considerando los resultados obtenidos con el mapa de alineamientos y tendencias estructurales
ilustrados en las Figuras 18 y 19 y mejor visualizados en los Anexos 3 y 4, se pueden identificar
tendencias dominantes, mostrando un mosaico estructural de fracturas regionales y distritales, todas
ellas posiblemente relacionadas con el ascenso y emplazamiento del magmatismo filoniano, los filones
auríferos y otras fracturas que dislocan la mineralización. Aparecen cuatro tendencias preferenciales.
El sistema NNW - SSE (f1), son estructuras muy prolongadas por el rumbo y con un trazo en sectores
muy lineales, pero en otros con cambios sinuosos del rumbo en forma de offset o desplazamiento del
rumbo, generalmente hacia el occidente. Estos alineamientos son de carácter regional cuya tendencia se
encuentra relacionada con el Sistema de Fallas de Palestina: la Falla Otú - Pericos y la Falla Bagre (o
falla Nus).
Estas estructuras poseen desplazamiento por el rumbo, cuya transcurrencia es producto de esfuerzos
tangenciales como alivio a un escenario colisional. Parecen tener una connotación de fracturas
profundas, con desarrollo inverso - transcurrente que ponen en contacto terrenos metamórficos y
magmáticos de arco.
Se representan con un trazo regular alineado y poseen signos de ser una paleo sutura de terrenos que ha
sido expuesta e interceptada por estructuras menores que la ha desplazado en toda su extensión. Es un
sistema de primer orden caracterizado por suturas acrecionales de terrenos por vasculación de bloques,
colisión temprana y exhumación posterior, fallas profundas inversas de alto ángulo y transcurrencia y
procesos de la evolución temprana que posteriormente han sido reactivados.
El sistema NNE - SSW (f2) es considerado como sistema de segundo orden que responde a esfuerzos
tardíos, caracterizados por alineamientos alargados de distribución distrital, que cortan al sistema f1.
Poseen manifestación de mineralización vetítica y parecen presentar un sistema de transcurrencia
superpuesto al primer orden.

48
Los sistemas NE - SW (f3) y NW - SE (f4), se caracterizan por una tendencia sublatitudinal, en la cual
se ha reportado presencia de diques de pórfidos andesíticos. Sus trazos son extensos, de más de 10 Km.
pero no son abundantes, y es cortada por otras tendencias de mayor presencia. Aunque ambas son de
direcciones ortogonales muestra un desarrollo armónico conjugado, que representa una subordinación
al sistema (f2) y por eso lo consideramos de tercer orden, resultado de ajustes cinemáticos de la
transcurrencia del sistema anterior, y que suceden en régimen dúctil frágil, dada su similitud a sistemas
hidrotermales con desarrollo de fisuras. Estos poseen manifestación de vetas mineralizadas y diques
concordantes a las mismas.
Se identifica también con una serie de fallas transversales a la mineralización y hacen que estas últimas
se dispongan de manera irregular. A este sistema se asocian diques de composición andesítica, con
texturas porfídicas, los cuales son recurrentes en la zona en cualquiera de los sistemas, a veces paralelos
a la mineralización.
Los diques andesíticos parecen representar fases magmáticas tardías producto de un magmatismo
filoniano de postcolisión que en cierto sentido pudo aportar fluidos mineralizantes al sistema fisural de
la zona. Es un sistema conjugado de fisuras, que junto al anterior forma un patrón simétrico y parecen
copia de sistemas de grietas por enfriamiento.
En el distrito suelen coincidir varios fenómenos estructurales superpuestos. El primero de ellos se
refiere a un proceso global geodinámico de la actual zona Norte Septentrional de Sur América, donde la
interacción de varias placas litosféricas y el desarrollo de arcos de islas produjo eventos de acreción de
terrenos. Posteriormente a escala distrital suceden eventos de colisión severa con fallamiento profundo
a través de la cual se desarrollan movimientos inversos y de transcurrencia en dirección al vector de
esfuerzos, creándose un patrón estructural muy permeable que permite el ascenso de fluidos desde las
profundidades.
Más adelante, con el fraccionamiento de los terrenos en bloques estructurales, continúan sucediendo
esfuerzos corticales dentro de los bloques y en el correspondiente a la zona de estudio, de carácter
semirígido (Montes et al., 2001), continúan etapas de deformación disyuntiva y fisural, creándose por
etapas un complejo sistema estructural en direcciones preferenciales que indudablemente ha permitido
la precipitación de fluidos y el relleno de espacios fisurales.
Considerando las particularidades estructurales ocurridas en zonas mineras de otras regiones, como por
ejemplo en la fractura regional Boulder-Lefroy en el Suroeste de Australia, (Figura 31) es de anotar la
existencia de rasgos que detallan la interrelación entre las zonas de fallas y las acumulaciones minerales.
Fundamentalmente se refiere a la estrecha relación entre las fracturas regionales con orientación
preferencial, que en algunos de sus tramos presentan inflexiones y cambios en la dirección del rumbo.
En estos sitios se desarrollan sistemas secundarios de fracturas que favorecen la permeabilidad cortical
y de cierta manera la posibilidad para el ascenso de soluciones que conllevan a la formación de
depósitos minerales de carácter filoniano, comprobado en la existencia de cuatro prospectos de gran
importancia económica para la minería de oro orogénico. De todo esto es interesante considerar los
cambios de rumbo en los sistemas de fallas regionales como un criterio efectivo en el reconocimiento
de prospectos para la exploración de depósitos de oro de origen orogénico.

49
Figura 30. Relación entre mineralización filoniana e inflexiones en la dirección del rumbo en fracturas regionales.
Un ejemplo La Zona de fractura Boulder-Lefroy en Australia. Obsérvese la coincidencia de los prospectos
auríferos y las zonas de inflexión. Hodkiewicz, P., 2003.
Esto además posee un fundamento teórico, explicado al menos desde el punto de vista estructural por
Wilson, et al. 2003, (Figura 32) donde se destaca el fenómeno de inflexiones y offset en fallas regionales,
donde la concentración de tensiones debidas a un vector oblicuo de esfuerzos resulta en un patrón de
fracturas secundarias superpuestas y desarrolladas en direcciones perpendiculares y paralelas a la
dirección preferencial, fundamentalmente en estas zonas de inflexiones.
Esto significa que existe un fenómeno estructural para la mineralización en estas zonas, que
definitivamente es de importancia en el sentido del desarrollo de espacios fisurales y permeabilidad con
suficiente envergadura como para constituir condiciones propicias para el desarrollo de la
mineralización filoniana. Todo esto se sucede en condiciones de acortamiento de la corteza terrestre
debido a una etapa de colisión regional tardía y vectores oblicuos de esfuerzos en la interacción de
terrenos.
Figura 31. Diagrama esquemático de fracturas asociado a fallas. Se desarrollan en la zona de concentración del
stress por inflexión. Las fracturas poseen orientación diferente al campo de esfuerzos. En condiciones de carga o
fallamiento débil, las fracturas se forman normales y paralelas a la superficie de la falla (Wilson, et al. 2003).

50
Si observamos las figuras 18 y 19, (Páginas 29 y 31) se detallan los rasgos estructurales del Distrito
Segovia Remedios. Podemos notar que además de existir cierta complejidad de eventos tectónicos
interrelacionados, así como el desarrollo de tendencias preferenciales en la disposición de las
estructuras, es también notable una inflexión en la dirección del rumbo en la falla regional Otú -
Pericos.
Este rasgo está además acompañado de numerosas fracturas secundarias de carácter y tendencias
transversales a la principal, y en ocasiones otras con cierto paralelismo. También es interesante la
coincidencia de este fenómeno con la existencia del polo de desarrollo de minería de veta en la región,
evidenciado por varios cuerpos filonianos en la región de Segovia y Remedios, todos los cuales de cierta
manera coinciden con el patrón de fracturas sublatitudinales que se deriva de la acumulación de
tensiones en las fallas regionales por las causas explicadas anteriormente.
Por todas estas razones es posible aproximar que desde el punto de vista estructural se ha notado una
serie de evidencias que justifican la relación de la mineralización con eventos estructurales definidos. En
tal sentido se considera que los eventos estructurales han evolucionado en etapas de acortamiento de la
corteza en fases tardías de desarrollo de complejos tectono magmáticos de suprasubducción,
comenzando con una acreción de terrenos, el desarrollo de una tectónica regional de fallas pareadas
transcurrentes intracorticales que favorecen fenómenos distritales de transpresión, que se acentúan en
las inflexiones de estas fracturas y como consecuencia suceden fenómenos disyuntivos secundarios que
sin duda dan lugar a la mineralización.
La cadena de eventos estructurales sucedidos a escala intracortical, regional y distrital tienen estrecha
relación con la sucesión de eventos metalogénicos que posibilitan el ascenso de soluciones
mineralizadas, su transporte y direccionamiento a profundidades medias y la precipitación de las
soluciones en espacios abiertos por fracturas secundarias subordinadas al patrón general, pero que
finalmente posibilitan la culminación de todo un recorrido de las soluciones minerales desde la fuente
profunda hasta la formación de un distrito mineral compuesto por filones de oro orogénico.
En esta cadena los eventos, de magmatismo filoniano representado por los diques andesíticos y las
propias manifestaciones de mineralización cuarzo aurífera con baja sulfuración, son los cuerpos
geológicos resultantes de las condiciones de permeabilidad y generación de vías, conductos y espacios,
dados por eventos estructurales que en definitiva definen el control y las regularidades de la
mineralización.
5.3 RELACIONES DE CAMPO
Como hemos visto, existen unos elementos de las relaciones de campo que permiten generalizar una
serie de consideraciones al respecto. El hecho de que las estructuras minerales sean de casi nula
alteración hidrotermal significa que fueron formadas por rellenos de soluciones hidrotermales en
espacios confinados, y que tanto en la etapa de cristalización como en la posterior, existieron
condiciones de esfuerzos, lo cual desembocó en la creación de filones foliados. Esto opiniones nos
señala un régimen de esfuerzos dinámicos en torno a la mineralización, de lo cual, una vez emplazadas
las soluciones en las fisuras, en las etapas tempranas suceden extensiones en forma de pulsos, que
posteriormente, con el relleno de espacios comienza una etapa de autodeformación provocada por
cambios en el vector de esfuerzos que provocaron fracturación y nuevas etapas de crecimiento mineral.

51
Desde el punto de vista regional es importante destacar la presencia de mineralización filoniana con
control estructural, sobreimpuesta a las estructuras regionales, en el significado geológico de la Falla
Otú. En la Figura 33 se puede notar la existencia de un corredor de mineralización vetítica que corta a
la falla a la altura del Corregimiento de Otú, que corresponde a las manifestaciones de oro vetítico.
Aparece otra tendencia a lo largo del Río Pocuné que corre por la Falla Otú hacia el norte, pero estas
manifestaciones responden a depósitos aluviales.
Figura 32. Esquema general de las manifestaciones de oro de veta a ambos flancos de los sistemas de fracturas
regionales (Los cuadros amarillos son manifestaciones de oro y los trazos en rojo representan la tendencia de la
mineralización). Modificado de http://www.ingeominas.gov.co
5.4 MINERALOGÍA Y PARAGÉNESIS
Los resultados del estudio mineralógico muestran una composición mineralógica donde predomina el
cuarzo, que en variadas formas cristalinas y texturales interviene e influye en el proceso de cristalización
de los metales. Estos últimos están constituidos principalmente por pirita, esfalerita, galena, calcopirita,
pirrotita, marcasita y oro.
5 Km

52
Los sucesos de cristalización de fluidos hidrotermales de este depósito han sucedido por etapas,
asociados a procesos de relleno de fisuras y espacios abiertos.
Durante la primera etapa y la segunda etapa de depositación se forman las especies minerales más
importantes y abundantes que conforman la mineralización. Está caracterizada por la formación de
cuarzo, pirita I, galena I, esfalerita I, pirrotita y oro. El oro, la galena I y el cuarzo, generalmente se
hospedan en fisuras de cuarzo y pirita I. Durante la tercera y cuarta etapa se forman esfalerita II, pirita
II, pirita III y marcasita. La esfalerita II y la pirita II crecen en esfalerita I. La marcasita y la pirita III
crecen asociados con galena I y esfalerita I. Entre la cuarta y la quinta etapa sucedió un segundo evento
de distensión y fracturamiento, que ocasionó fracturas y deformación en los minerales existentes y
removilización de oro. Finalmente, en la quinta etapa, a través de microfisuras en esfalerita I, se forma
galena II.
Es notable que la precipitación de fases mineralógicas metálicas sucedan en varios estadios o etapas, las
cuales son muy difíciles de generalizar, pero en efecto aparecen señales de condiciones físico químicas
que provocan un cambio, al parecer brusco y que desencadenan un desequilibrio de las soluciones
hidrotermales y como consecuencia precipitación de parte de sus solutos para formar fases
mineralógicas nuevas.
Es también destacada la situación de coexistencia de un número limitado de iones metálicos en una
solución que no es constantemente alimentada, y a la cual poco a poco se le agotan sus solutos
metálicos, donde las variaciones de temperatura y presión gobiernan la formación e interrelación de las
fases minerales, evidenciado por los constantes intercrecimientos, exsolución y sustituciones de un
mismo mineral en varias etapas.
Es observable la influencia de las tensiones en el interior del sistema fisural donde aparecen
deformaciones tempranas en un régimen dúctil, dúctil - frágil y frágil, evidenciado en las diversas etapas
de fracturamiento y deformación de la galena en su clivaje triangular y el curvamiento de los mismos.
La paragénesis mineral define una fuente confinada de minerales de baja sulfuración dada su
correspondencia con escasas fases mineralógicas metálicas y el alto porcentaje de cuarzo asociado, y el
estrecho control estructural de la mineralización.
5.5 EVOLUCIÓN GEOLÓGICA E IMPLICACIONES METALOGÉNICAS
La evolución geodinámica y magmática de Colombia parte de sucesivos procesos tectónicos y
magmáticos, desarrollados por encima de la subducción, separados de la corteza continental
suramericana, produciendo en la margen NW de Suramérica diversas etapas de magmatismo de arco,
consecuente apertura de cuencas retro arco, desarrollo de nueva corteza oceánica, así como la
aproximación y acreción de fragmentos de corteza continental y corteza oceánica anómala. Todo esto
crea un mosaico geológico muy complejo el cual es sometido a diversos esfuerzos corticales, que
resultan en un fraccionamiento de los terrenos previamente suturados, convirtiéndose en un sistema de
sub bloques corticales separados por fracturas regionales (Fig.34), de lo cual surge el megabloque
Norandino (Montes et al., 2004).

53
Figura 33. Esquema geotectónico del Megabloque Norandino donde se encuentra Colombia. Los sub bloques
estructurales están sobreimpuestos a los límites y fronteras de los conocidos terrenos litológicos (Montes et al.,
2004).
Estas particularidades sugieren un contexto geológico que nombramos como “Complejo Tectono
Magmático de Supra Subducción”, es decir, cambios espaciales y temporales de eventos en una zona de
convergencia por encima de la subducción, sucesivas microcolisiones y la generación de nueva corteza
continental. Como producto de la orogenia de estos arcos se produjo la amalgamación de terrenos al
borde continental cratónico de Suramérica (Chicangana, 2005).
El papel de la interacción de sucesivos eventos magmáticos de arco y la presencia de fallas
transcurrentes, condujo a eventos orogénicos a partir de los fenómenos de colisión arco-arco, cierre de
cuencas marginales de varios órdenes y formación de los llamados terrenos "acrecionados". Estos
últimos son referidos a los complejos petrológicos antiguos exhumados, resultantes de procesos de
acortamiento de la corteza “cuasi” continental, relacionados con eventos magmáticos de colisiones
moderadas (Fig.35 y 36). Todo esto enmarcado en un mosaico geológico que constituyen fragmentos
de diferentes facies de la evolución de un complejo tectónico magmático de subducción.

54
Figura 34. Escenario geodinámico global del hemisferio occidental para el Cretáceo Superior A, y para el
Paleoceno B. Mostrándose aquí el origen posible de la Placa Caribe. Chicangana 2005.
Figura 35. Escenario geodinámico para la esquina NW de Sudamérica y perfil correspondiente P - P´, para el
Paleoceno en A, y para el Eoceno Medio con el perfil E - E´ en B. En estas gráficas se observa el desarrollo de la
acreción, colisión y transcurrencia de la placa Caribe durante el Paleógeno en este margen continental y las
consecuencias que derivaron de este evento sobre la estructura Romeral (Chicangana, 2005).
En este escenario se edifica la evolución geológica andina colombiana y con ella la existencia de
depósitos minerales marcados por eventos metalogénicos muy específicos. Los fenómenos de colisión
propician metamorfismo, justo donde convergen la base magmática del arco, materiales de corteza
oceánica, sedimentos y fluidos procedentes del fondo oceánico asimilado en la subducción (Kerrich y
Wyman, 1990). La aproximación de terrenos generó también aumento de las tensiones, que al llegar a
un estado de sobretensión provoca cizallamiento, fallamiento profundo y sucede un alivio a nivel

55
profundo cortical. Con esta apertura de espacios se propicia la fusión parcial y como consecuencia un
magmatismo de postcolisión de carácter filoniano tipo lamprofírico medio ácido alto en volátiles. Estos
materiales al ascender por la corteza a ciertos niveles lixivian metales del medio petrológico y en su
ascenso se somete a cambios de presión y temperatura que trae como consecuencia precipitación de
fases minerales (Kerrich y Wyman, 1990).
Este magmatismo desemboca en formación de soluciones hidrotermales que migran hacia espacios
abiertos por los sistemas de fracturas, siguiendo un patrón caracterizado por fallas profundas
transversales al vector de stress colisional, y de manera subordinada fallas transcurrentes en mosaicos
distritales de transpresión que le da vía al magmatismo filoniano y celdas de transtensión subordinadas
como componentes fisurales a nivel de la zona de transición dúctil frágil (Sibson et al., 1998). Con el
avance de los procesos de post colisión donde es común un patrón estructural de fallamiento pareado,
se crean sistemas secundarios de fracturas como respuesta a los movimientos de rumbo de las fallas
pareadas, permitiendo una alta permeabilidad (Fig.10 a y b, página 12) (Zhang et al., 2003) y Figura 37.
Acá se alojan fluidos hidrotermales confinados a una temperatura y presión que permiten el equilibrio
en estado líquido. La tectónica activa y los eventos sísmicos de acomodamiento cortical generan
desequilibrios sucesivos de las soluciones, sucediendo la precipitación de las sales minerales cuando un
cambio brusco de estas variables permite la insolubilidad de los solutos y la consecuente cristalización
de especies minerales. De esta manera aparecen precipitados por etapas de componentes silíceos,
sulfuros y metales preciosos y de acá la consecuente presencia de oro orogénico (Sibson, 1986).
Figura 36. Zona extensional en un sistema de enrejado de fallas transcurrentes. Estas aperturas secundarias
facilitan la permeabilidad y ascenso de soluciones mineralizadas (Sibson, 1986).
En Colombia, el colapso de eventos sucesivos tectono-magmáticos de suprasubducción creó una
corteza cuasi continental engrosada que obstaculizó el desarrollo normal de la subducción. Comenzó
un proceso de acortamiento, obducción del prisma de acreción (Cordillera Occidental) y formación de
una sutura a lo largo de la paleo zona de subducción en el Sistema Romeral (Chicangana, 2005). Se
exhumaron la corteza del núcleo de los paleoarcos colisionados y las secuencias profundas
metamórficas y magmáticas quedaron expuestas en suturas de terrenos alóctonos, que representan
niveles profundos del arco aflorados por vasculación de bloques (Figura 38)

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Refiriéndonos concretamente al Distrito Segovia Remedios argumentamos que, si las estructuras
vetíticas fueran singenéticas con el Batolito de Segovia, tendríamos zonaciones y halos distritales
alteración hidrotermal, por ser este un proceso invasivo, y el tipo de depósitos existentes serían
epitermales, de lo cual no existen rasgos ni estilo de la mineralización. De acá que es poco probable que
los depósitos minerales estén relacionados directamente con la roca que los hospedan, teniendo estos
solo casuales vínculos espaciales. En este proceso son generados los depósitos vetíticos, por encima de
una zona de magmatismo colisional, pero muy por debajo de la superficie.
Figura 37. Mapa tectónico del sur de América Central, Colombia y el norte del Ecuador (modificado de Kellogg
et al., 1995.
Los eventos de continentalización, prolongación del fallamiento inverso, así como el nivel del corte de
erosión provoca que en aproximadamente 50 millones de años estos depósitos queden expuestos en
superficie y junto a ellos todo su patrón genético, donde coexisten espacialmente los depósitos
filonianos originados en eventos tardíos de la subducción, con afinidad a los complejos de colisión y
orógenos posteriores al arco (Goldfarb et al. 2001).
Podemos definir que los depósitos vetíticos auríferos del Distrito Remedios Segovia, son el resultado de
un episodio geológico de edad paleogénica, marcado por una amalgama de terrenos y arcos
acrecionados que conforman una corteza cuasi continental que colisiona contra una porción del
continente suramericano a nivel de Colombia, y dejaron una huella metalogénica con la generación de
oro orogénico.
La definición de la edad relativa de este suceso metalogénico responde a un análisis de eventos
geológicos datados, de los cuales consideramos que los depósitos definitivamente no pertenecen al tipo
de los denominados intrusion related, sino en parte a los llamados intrusion hosted, pues estos también
aparecen en complejos de rocas metamórficas de la zona. Cabe anotar que los depósitos tipo intrusion
related, reportan contenidos de minerales tales como estaño, ni wolframio, y los de tipo orogénico
epizonal, presentan mineralización del tipo Sb-Hg, cuestión que no es comparable con la situación de
Colombia.

Aproximacion a la evolucion metalogenica y afinidad al modelo de oro orogenico de los depositos minerales del sector norte de la cordillera central de colombia

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