jueves, 25 de mayo de 2017

YACIMIENTOS DE SULFUROS METALICOS EN OLOCAU (VALENCIA)




ANTECEDENTES:
Olocau es un municipio de una cierta tradición minera, en el se localizan importantes explotaciones a cielo abierto como las canteras de yesos de L’Algesar y de áridos como las canteras de dolomías de La Sella y también dos explotaciones mineras de interior: minas La Salvadora y Cartagena. En este articulo describiré estas explotaciones dentro del contexto geológico regional.

GEOLOGIA:

Olocau se localiza en la terminación oriental de la Cordillera Ibérica: el Sector Levantino de la Rama Castellana, tal como se puede en el siguiente esquema de la Cordillera Ibérica (Sopeña 2004): 

Figura nº 1: Esquema geológico de la Cordillera Ibérica
EVOLUCION TECTONICA REGIONAL

Tras la Orogenia Varisca la microplaca Ibérica quedó en una complicada situación tectónica al quedar entre dos grandes placas: la Europea al norte y la Africana al sur. El límite entre ambas fue en aquel entonces un límite transformante, similar al que podemos encontrar en la actualidad por California, con una intensa actividad tectónica que va a cobrar gran importancia cuando Pangea empiece a fracturarse en el Pérmico-Triásico.

Como no puedo mejorarlo cito textualmente al Hombre Geológico: “De hecho, lo que ocurrió en esta región es que durante la Orogenia Alpina se reactivaron muchas de las fallas que ya habían participado en la Orogenia Varisca, recordándonos que la naturaleza siempre busca actuar con la mínima energía. Pero en esta entrada no vamos a ver esa orogenia sino lo que la antecedió, pues antes de tener un momento compresivo de acercamiento continental tuvimos uno de separación asociado con la ruptura de Pangea, un momento de la historia geológica de la Península Ibérica que ha sido denominado como la Etapa del Rift Ibérico. Por tanto la historia geológica de la Cordillera Ibérica empieza inmediatamente después de formarse Pangea, en el Pérmico y no en el Triásico. A finales del Paleozoico la región no era un sistema montañoso como lo es actualmente, sino que se trataba de una cuenca en la que se acumularon sedimentos: la llamada Cuenca Ibérica. En ella se depositó una amplia variedad de materiales terrígenos continentales (fluviales y aluviales) o lacustres durante el Pérmico, que pasaron a ser continentales y marinos, con episodios de evaporitas (sales y yesos) en el Triásico. Pangea ya había empezado a romperse por aquel entonces y en ese momento se pueden reconocer muy bien las tres facies germánicas del Triásico, comunes en buena parte de Europa: los sedimentos terrígenos del Buntsandstein, los carbonatos marinos del Muschelkalk y por último las evaporitas del Keuper”.

En la siguiente imagen se puede ver la evolución paleogeográfica de la Cuenca Ibérica durante el Triásico (en Geología de España):

Figura nº 2: Evolución paleogeográfica de la Cuenca Ibérica en el Trías.

Las ultimas etapas de actividad del Rift ibérico en el Triásico Superior están representadas, en el sector oriental de la Cordillera Ibérica por las margas evaporiticas en facies Keuper del Grupo Valencia que se sitúan por encima del Muschelkalk Superior y debajo de la Formación Dolomías tableadas de Imón que marca el inicio de la sedimentación jurásica.

GEOLOGIA DE LA ZONA DE OLOCAU:

La zona de Olocau se encuadra dentro del, anteriormente descrito, Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Los materiales más antiguos que aparecen son las pizarras paleozoicas, posiblemente del Ordovícico o Silúrico, pertenecientes a la Zona Asturoccidental Leonesa del Macizo Hercinico. Estos mismos materiales paleozoicos aparecen en el Barranco de Alcotas en Chelva y están descritos en el articulo de este mismo blog correspondiente a Marzo de 2013: LA TERMINACION SURORIENTAL DE LA ZONA ASTUR OCCIDENTAL LEONESA. EL PALEOZOICO DE LA PROVINCIA DE VALENCIA: EL BARRANCO DE ALCOTAS (PARTE 1). También hay una descripción de estos materiales en el blog “Aventuras Geológicas en el Cuaternario” de Oscar Navarro.

ESTRATIGRAFIA:

La columna litoestratigráfica actualmente admitida para el Permotrías del Sector Levantino de la Cordillera Ibérica que es la siguiente de muro a techo (in J. López Gomez y A. Arche Miralles):

Paleozoico: solo aparece un pequeño afloramiento, erróneamente situado en la cartografía geológica del IGME, que se localiza en el Barranco de La Gascona, un kilometro al Norte del casco urbano de Marines Viejo. El afloramiento se localiza en la pista de La Olla a lo largo de 400 metros, muchos de ellos completamente tapados. El afloramiento principal con forma de sinforme, esta constituido por grauwackas de grano fino a medio, con granos de cuarzo, feldespatos y micas que presentan una marcada alineación tectónica. Se presentan en banco gruesos con una tenue estratificación.

En la siguiente fotografía se puede ver una vista general del afloramiento: 
Figura nº 3: Vista general del afloramiento del paleozoico de Marines
Figura nº 4: Alternancia de pizarras y cuarcitas
Encima de las grauwackas aparece una alternancia de pizarras negras, foliadas y satinadas (pizarras de techar) con delgados estratos de areniscas de grano fino, muy duras y ferruginosas, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía. El núcleo del sinforme lo constituyen pizarras negras del mismo tipo. 

Subiendo por la empinada ladera se observa que el afloramiento esta muy tapado y solo afloran niveles de grauwackas con abundantes vetas de cuarzo blanco.    

En la siguiente imagen se puede ver el perfil y la interpretación realizada por I. Menéndez en este afloramiento (in Aventuras Geológicas).

 
Figura nº 5: Perfil geologico del Paleozoico de Marines.
Sobre estas rocas paleozoicas se sitúan, discordantemente, las primeras manifestaciones del ciclo alpino:

Formación Conglomerados de Boniches: de edad Pérmico Superior (Thüringiense) la formación aparece discordante sobre el Paleozoico y esta compuesta por cantos de cuarcita redondeados a subredondeados con matriz arenosa de grano medio a grueso, micácea y de color rosado. La Formación de potencia muy variable (20 metros en Chelva), se divide en tres miembros: Conglomerados inferiores, masivos con poca matriz, Conglomerados superiores con estratificación cruzada plana y Conglomerados arenosos con mucha matriz arenosa y estratificaciones cruzadas planas y en surco.

El medio de depósito fueron canales imbricados en facies proximales de abanicos aluviales.

El limite superior de esta formación es transicional a la Formación Limos y Areniscas de Alcotas.

En la memoria de la Hoja 667 del MAGNA se describen 6 metros de conglomerados poligénicos muy duros de matriz areniscosa y color rojizo. Los cantos son angulosos y pueden ser de cuarcitas, filitas y cuarzo

Mis observaciones en campo son similares a las descritas en el MAGNA: en la pista de La Olla afloran de 5 a 6 metros de microconglomerados y gravas de color rojo, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 6: Vista del afloramiento de los Conglomerados de Boniches en Marines
Son gravas poligénicas y aunque predominan los clastos de cuarzo y de areniscas ferruginosas también los hay de pizarras. Los clastos son angulosos a subangulosos, a veces muy aplanados, aunque también hay clastos subredondeados, muchos de ellos presentan una pátina ferruginosa.  Se disponen en niveles con muy poca matriz (clasto soportados) y cemento ferruginoso y otras veces con una muy importante matriz de areniscas de grano grueso constituida por granos de cuarzo y de feldespatos muy alterados con cemento silíceo y ferruginoso, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía.

Figura nº 7: Detalle de los conglomerados de la figura anterior.
Presentan una estratificación cruzada poco marcada. Esta facies es muy diferente a la que aparece en Chelva (Alcotas) donde la Formación Conglomerados de Boniches esta formada por auténticos conglomerados poligénicos, mientras que en Marines son gravas o microconglomerados, quizás esta zona se encontraba en un sector marginal del abanico aluvial.

Figura nº 8: Cartografia del afloramiento paleozoico.
En la figura de la izquierda se puede ver una propuesta que hago de la disposición cartográfica de este afloramiento. El Ordovícico afloraría a favor de una fractura que partiendo del Collado de Martin pararía por el Puentecico y se dirigiría al Paraje de El Sargatillo, esta fractura seria la responsable del trazado rectilíneo del Torrente de Los Aljezares y del fuerte meandro del Barranco del Carraixet en el Puentecico. Los conglomerados de Boniches se dispondrían como una orla alrededor del afloramiento paleozoico.

Formación Limos y Areniscas de Alcotas: de edad Pérmico Superior (Thüriengiense) se sitúa sobre los Conglomerados de Boniches y esta formada por lutitas masivas de color rojo con intercalaciones de areniscas y/o conglomerados. La Formación con un espesor de 168 metros en Chelva, se divide en tres tramos (a, b y c).


El limite superior es brusco y viene marcado por el desarrollo de suelos que señalan una discordancia de muy bajo ángulo que marca el limite entre el Pérmico y el Triásico.

La formación se deposito en una llanura fluvial con relleno de canales (areniscas con estratificación cruzada) y depósitos no canalizados (lutitas masivas) en un medio de transición.

En el MAGNA de Villar del Arzobispo y encima de los conglomerados se describen 78,4 metros de subarcosas y/o sublitarenitas, azoicas, de color rojo con laminaciones y estratificaciones cruzadas. En la pista de La Olla aparecen lutitas masivas y limolitas de color rojo muy oscuro con potentes niveles de areniscas rojas de grano fino caracterizadas por la concentración de micas según planos de estratificación. En estos bancos areniscosos se pueden ver estratificaciones cruzadas y bioturbaciones en los planos de estratificación.


Figura nº 9: Areniscas del Cañizar (Garbí)
Formación Areniscas del Cañizar: antes Areniscas del Garbí, con de edad Triásico inferior (Scytiense) llegando al Triásico medio (Anisiense) se sitúa en discordancia angular sobre los Limos y areniscas de Alcotas y esta compuesta por 100 - 150 metros de areniscas silíceas (cuarzo y feldespato) con laminaciones de hierro y un tramo conglomerático de cantos cuarcíticos en la base.

En la Sierra Calderona es en el Garbí que es donde mejor aflora esta formación y aqui esta compuesta por 125 metros de areniscas rojizas y cuarcitas blancas, bien estratificadas con laminaciones cruzadas. En la siguiente fotografía se puede ver esta formación en esta localidad.

Limita a techo y en concordancia aparente con los Limos y areniscas de Eslida, aunque también puede limitar discordantemente con el Muschelkalk (Dolomías de Landete o Areniscas, margas y yesos del Mas).

Formación Limos y Areniscas de Eslida: de edad Triásico medio (Anisiense) se sitúa, concordante en apariencia, sobre las Areniscas del Cañizar, aunque también puede venir marcado por una aparición brusca de las lutitas rojas. Litológicamente esta constituido por lutitas rojas con intercalaciones de areniscas silíceas duras de espesor muy variable (1 a 20 m) con estratificaciones cruzadas, laminaciones y ripples. 

En el corte tipo en Eslida presenta una potencia de 663 metros, pero presenta  grandes y rápidas variaciones y se subdivide en tres tramos o unidades:

Inferior: lutitas rojas foliadas
Intermedio: Areniscas
Superior: lutitas rojas muy compactadas.  

En la siguiente figurase puede ver esta subdivisión según viene expuesta en Infogeología:
Su limite superior puede ser con la Formación Arcillas, limos y margas de Marines (Facies Röt) o con las Dolomías de Landete.

Figura nº 10: Formación Limos y areniscas de Eslida.

La formación se deposito en un medio de intra a supramareal, aunque hay quien la asigna a un medio de llanura fluvial distal.

Formación Arcillas, limos y margas de Marines: antes conocida como Facies Röt es de edad Anisiense (Triásico Medio) y esta formada por lutitas rojas con margas verdes y amarillas que pueden llevar delgadas intercalaciones de areniscas, calizas y yesos. Su corte tipo localizado en esta zona de Olocau presenta una potencia de 45 metros.

En la bibliografía se considera que su limite inferior con la Formación Limos y Areniscas de Eslida es transicional y al menos guardando la concordancia aparentemente (Marines). Sin embargo en Ollocau el contacto es muy neto y ligeramente discordante tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 11: Contacto entre las nFormaciones Marines (izquierda) y Eslida (derecha)
El limite superior es transicional y concordante con la Formación Dolomías de Landete tal como se puede ver en el contacto entre ambas formaciones en les Coves de Alonso (PK 12,5 de la CV 25).

En la zona aparece en Olocau y en Marines siempre encima de los Limos y areniscas de Eslida y debajo de las Dolomías de Landete. Es fácilmente reconocible por su contraste litológico: margas abigarradas con lutitas rojas y niveles muy delgados de areniscas y de dolomías arcillosas amarillentas.

En La descripción estratigráfica de la Hoja del  MAGNA el Buntsandstein termina con un tramo de 39,5 metros de potencia de arcillas versicolores (rojas, verdes, amarillas,….) con finas intercalaciones de calizas y margas que corresponden a esta Formación.

Formación Dolomías de Landete: de edad Anisiense (Triásico medio) tiene como litología dominante las dolomías ocres con niveles de arenas de cuarzo y oxido de Fe. La formación ha sido subdividida en seis miembros: Serra, San Martin, Mal Paso, Olocau, Peña Rubia y Beamud. La Formación presenta una potencia máxima de 200 metros en la Sierra del Espadán.

En Ollocau la formación esta compuesta por dolomías en bancos bien estratificados, a veces muy potentes de color gris y patina marrón. En los planos de estratificación aparecen intensas bioturbaciones y a veces “hard ground” ferruginosos. Son frecuentes los niveles métricos de dolomías micríticas finamente tableadas.

Figura nº 12: Cantera de dolomías de La Sella.
Las dolomías pueden presentarse muy fracturadas con vetas de calcita y/o dolomita e incipientemente carstificadas aprovechando estas fisuraciones.

Su limite inferior es neto sobre las formaciones Cañizar y Eslida y concordante sobre la Formación Arcillas, limos y margas de Marines, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 13: Contacto entre las formaciones Marines y Landete.

El limite superior es siempre con la Formación Areniscas, margas y yesos del Mas pudiendo desarrollarse a techo de las dolomías una costra ferruginosa que representa una interrupción en la sedimentación y posible discordancia.

En la Memoria de la Hoja del MAGNA se describen, encima de la Facies Röt y en contacto concordante con la misma, 133 metros de potentes bancos de dolomícritas  con algunos niveles margosos poco potentes (0,5- 4 m) a veces de aspecto noduloso.

La Formación se deposito en un ambiente de intra a supramareal en secuencias de somerización.

Formación Areniscas, margas y yesos del Mas: de edad Anisiense-Ladiniense (Triásico Medio) esta constituida por magas, yesos y dolomías con una potencia de 50 metros en el corte tipo en Alcotas (Chelva).

Sus limites inferior y superior son netos y aparentemente concordantes.

La formación se deposito en una llanura supramareal costera de tipo sebkha.


Formación Dolomías y Calizas de Cañete: de edad Ladiniense (Triásico medio) y posiblemente Carniense (Triásico Superior). Esta Formación de 100 metros de espesor esta compuesta por dolomías grises con algunas calizas y margas, estas ultimas más abundantes hacia el techo y de color verde, gris o amarillento. La Formación ha sido subdividida en 5 miembros: Gorgocil, Henarejos, Huélamo, Valacloche, Moya.  

Sus límites inferior y superior son netos, el superior mediante una costra con Fe y Mn con el Keuper.

La Formación se deposito en una llanura de marea con dos secuencias de somerización.

En Ollocau también aflora el Keuper siendo imposible diferenciar ninguna de las formaciones anteriormente descritas, aunque por su litología arcillas grises con yesos laminados negros, grises y blancos, podrían pertenecer bien a la Formación Arcillas y yesos de Jarafuel (K1) o a la Formación Yesos de Ayora (K5) donde se ubican la mayoría de las explotaciones yesíferas.

A modo se resumen he compuesto la siguiente columna litoestratigráfica de aplicación en esta zona:




EXPLOTACIONES MINERAS:

A continuación describiré las explotaciones mineras que he visitado en los alrededores de Olocau:

Las dos minas visitadas se localizan en terrenos triásicos, concretamente en las dolomías del Muschelkalk. Es difícil precisar en que formación nos encontramos pues la zona se encuentra muy tectónizada y la cartografía geológica no esta bien resuelta a causa de la similitud litológica entre las formaciones del Buntsandtein y de las del Muschelkalk: por ejemplo en la cartografía geológica continua (SIGECO) del IGME se adscriben las lutitas rojas con areniscas que afloran alrededor del casco urbano de Ollocau a la Formación Limos y Areniscas de Alcotas cuando claramente pertenecen a la Formación Limos y Areniscas de Eslida.

En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico del SIGECO con la situación de las minas visitadas:

Figura nº 14: Cartografia geológica continua de la zonade Olocau

MINA LA SALVADORA: pequeña explotación minera de la que la única referencia que tengo es la imagen de una de las mil acciones que la sociedad minera La Salvadora de Olocau emitió en el año 1890 en la que se menciona que es una mina de cobre.

Figura nº 15: Acción de la Mina La Salvadora.

La mina situada en la ladera SW del Alto de la Pedralbilla en una zona muy escarpada donde el único acceso es una estrecha senda solo apta para caminantes, tal como se puede ver en la ortofoto de la siguiente figura:

Figura nº 16: Ortofoto con la situación de la Mina.

Para acceder a la Mina lo mejor es utilizar la pista, apta para circular en coche, que lleva desde Olocau a la Font de Sentitx. El coche se puede dejar en el cruce del Barranquet del Sentitx y la Canyada de la Rimansa. Desde aquí se puede tomar la senda que bordeando el Alto de la Pedralbilla lleva al Paraje de el Siti Redondo.

Las coordenadas de la Mina son las siguientes:

X = 714118
Y= 4397793
Z = 445 msnm

La Mina no se ve desde el camino, pues esta debajo y algo distante (40 mts) de este, como se puede ver en la siguiente fotografía, pero la que si es muy visible es su escombrera. Una vez localizada hay que bajar campo a través por la ladera hasta la bocamina.

Figura nº 17: Situación de la Mina La Salvadora.

La Mina esta compuesta por una excavación en la roca en la que hay tres galerías: una central formando un plano inclinado de muy peligroso acceso por su gran inclinación y dos laterales más pequeñas y fácilmente accesibles con cuidado, pues son muy bajas. En la siguiente fotografía se puede ver dos de estas galerías, la izquierda y la central:

Figura nº 18: Galerias de la Mina

Figura nº 19: Socavón principal 
La galería central que es la principal, es una galería muy inclinada que parece muy profunda, aunque parece estar arruinada y rellena de escombros. Esta Galeria aprovecha la zona más karstificada del afloramiento, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

La galería de la derecha de poca profundidad investiga una pequeña karstificación asociada a una fractura vertical con algún vestigio de mineralización.

No se ve ninguna instalación auxiliar (caminos, casas, hornos, ….) por lo que parece dudoso que la mina fuera explotada en algún momento.




Figura nº 20: Pozo vertical.
Encima de la excavación hay un muro de piedra y un pozo vertical de 1,5 metros de diámetro (ver fotografía de la izquierda) y gran profundidad que debía servir para extraer el mineral y estaría conectado con la galería principal. El pozo esta excavado en las dolomías. Hay que tener cuidado si se visita la Mina pues el pozo no esta tapado, ni señalado y parece fácil caerse a su interior.

Según la cartografía geológica del IGME Mina se localiza en terrenos del Muschelkalk y aunque en esta cartografía no se precisa de que formación ni de que parte del Muschelkalk se trata. Podría  corresponder con la Formación Dolomías de Landete (Triásico Medio).  






Figura nº 21: Dolomías marrones
Tal como se puede ver en la fotografía de la figura nº 18  la mina se localiza debajo de un banco dolomítico que resalta en la topografía formado por dolomías de pátina marrón muy bien estratificadas con el aspecto típico de “piel de elefante”, un detalle de estas dolomías, situadas justo encima de la mina se puede ver en la fotografía de la derecha:


Los túneles se abren en dolomías rosadas, masivas y muy duras (silidificadas). Sobre este nivel se localiza un nivel de un par de metros de espesor de dolomías tableadas que presentan un marcado replegamiento. 

El conjunto presenta un suave buzamiento de 30º al NW.



Figura nº 22: Dolomías rosadas y solidificada.
Figura nº 23: vetas al fondo de la galeria izquierda
En las galerías accesibles no se ve ningún indicio claro de mineralización solo una red de pequeñas vetas entrecruzadas en la galería de la izquierda que se pueden ver en la fotografía de la derecha: 

Solo en el material acumulado en la escombrera es donde se puede ver que la mineralización es de galena, sin indicios de cobre. La galena aparece en las dolomías en forma de pequeñas vetas paralelas a la estratificación o en pequeñas masas dispersas en la roca. En la siguiente fotografía se pueden varias fragmentos de dolomías con cristales de galena:

Figura nº 24: Dolomías con cristales de galena
Figura nº 25: Cristales de galena.
Se presenta algo alterada con una patina oscura, pero si se abre se observa el típico brillo plateado, la densidad y la exfoliación cubica de este mineral. En la fotografía del titulo de este articulo se puede ver la exfoliación cúbica típica de un cristal  de galena.


En la fotografía de las derecha se puede apreciar una microfotografía de detalle de uno de los cristales de la fotografía anterior, un cristal cubico de galena:

No es posible precisar la ley de la mineralización con los datos de los minerales que aparecen en la escombrera, pero podría ser bastante alta, superior al 3% común en este tipo de yacimientos.


MINA CARTAGENA se trata de otra pequeña explotación que se localiza en el Paraje del Cagalló del Rei. A la Mina se accede desde la carretera CV 25 por el Camino de Darrere La Sella. El camino es una pista apta para vehículos y el coche se puede dejar en el Cap del Bou debajo de un algarrobo que hay en la primera curva de la bajada al Barranco del Carraixet. Desde este punto sale una senda que, rápidamente, nos lleva a las antiguas instalaciones mineras, hoy derruidas.

Las coordenadas de la Mina son las siguientes:


X = 711770
Y = 4396564
Z =  260+-5 msnm

En la siguiente figura se puede ver la situación de estos elementos en la ortofoto de la zona:

Figura nº 26: Ortofoto con la situación de la mina Cartagena 

Estas instalaciones constan de una casa derruida y un horno circular en mejor estado como se puede ver en la siguiente fotografía:
Figura nº 27: Instalaciones de la Mina Cartagena: Horno y casa arruinada 

Figura nº 28: Escombrera de la Mina Cartagena
Para llegar a la bocamina lo más fácil trepar por la escombrera que cae al cauce del Carraixet a la altura del dique del azud, con cuidado que es muy empinada, también  se puede subir monte a través  

En la fotografía de la derecha se puede ver esta escombrera desde el cauce del Barranco del Carraixet.


La Mina consta de una trinchera muy tapada por la vegetación que da a un socavón o galería muy inclinada y hundida:


Figura nº 29: Bocamina dela Mina Cartagena (Olocau)
Geológicamente la Mina se localiza en las dolomías del Muschelkalk sin poder precisar que formación. Se trata de dolomías en bancos masivos bien estratificados que se dispone en el flanco de un suave anticlinal, muy cerca del contacto con el Keuper, buzando unos 35º al Sur.


Tal como se puede ver en la anterior fotografía la Mina sigue un nivel muy alterado y mineralizado paralelo a la estratificación, posiblemente un “hard ground” pues abunda el hierro. En la boca mina y en la escombrera que da al Barranco del Carraixet (ver la fotografía de la siguiente imagen) apenas se encuentran indicios de la mineralización, solo algunas piedras con algo de cobre (malaquita). 


GENESIS DE ESTE TIPO DE YACIMIENTOS:


En otras entradas de este mismo blog (Indicios minerales en el Paleozoico de la Sierra del Espadán publicado en Agosto 2013 y La Mina del Tio Nelo publicado en Junio de 2014) he descrito algunos yacimiento minerales en la Sierra del Espadán pero con un origen hidrotermal y asociados a fracturas y/o volcanismo. Las Minas Cartagena y Salvadora pertenecen a otro tipo de yacimientos; los estratoligados  asociados a gruesos paquetes de dolomías del tipo Mississippi Valley que han sido definidos en el Valle del Mississippi (EEUU) y descritos en las formaciones carbonatadas de las cordilleras alpinas europeas (Alpes y Béticas principalmente).





En este tipo de yacimientos las mineralizaciones metálicas aparecen asociadas a rocas carbonatadas, preferentemente dolomías, y pueden ser de origen sedimentario, diagenético o postdeposicional.  Son frecuentes los yacimientos de sulfuros de Plomo-Zinc-Cobre que aparecen encajados en las formaciones carbonatadas en forma de masas de potencia muy variable, mas o menos continuas lateralmente.

Como ya se ha mencionado, la mineralización suele ir asociada a una roca encajante dolomítica por lo que su origen seria posterior al proceso de dolomitización y seria debido al aumento de la porosidad de las rocas lo que favorecería la entrada y circulación de fluidos mineralizantes ácidos y la interacción de estos con los componentes de la roca (calcita y/o dolomita).