La Mina del Tio Nelo

RESUMEN:
La “Mina del Tío Nelo” es una antigua explotación minera ubicada en la Sierra de El Toro, concretamente en el Término Municipal de Manzanera (Teruel) en su límite con El Toro (Castellon). La explotación se encuentra en un afloramiento volcánico, que no figura en la cartografía geológica del IGME, ni ha sido descrito en la bibliografía disponible. Las vulcanitas sustituyen completamente a las margas de la Formación Margas y Calizas de Turmiel del Toarciense, localizándose entre el “hard ground” que marca el final del Pliensbachiense y las calizas nodulosas que señalan el inicio del Dogger. Se ha encontrado una asociación mineral formada por cuarzo y calcita de varios tipos que aparecen en vetas y filones con impregnaciones de malaquita. Lo he considerado como un yacimiento hidrotermal de baja temperatura (epi o mesotermal), aunque por la presencia de rocas volcánicas originadas por explosiones freatomagmáticas en condiciones submarinas podría considerarse como volcanogénico del tipo Exhalativo Superficial.

SUMMARY:

The "Tío Nelo Mine" is an old farm located in the Sierra de El Toro, specifically in the municipality of Manzanera (Teruel). The farm is in a volcanic outcrop, not on the IGME geological mapping, and has been described in the available literature. Volcanics completely replace the marls of Marls and Limestone of Turmiel Toarcian Formation, being located between the "hard ground" that marks the end of the Pliensbachian and nodular limestones that mark the beginning of the Dogger. We found a mineral association of quartz and calcite of various types that appear in veins and veins with malachite impregnations. I've considered a low-temperature hydrothermal field (epi or mesothermal), although the presence of volcanic rocks caused by phreatomagmatic explosions in underwater conditions could be considered as volcanogenic exhalative surface type.

ANTECEDENTES:

Durante las investigaciones hidrogeológicas que realice para la ubicación de un sondeo para la captación de aguas subterráneas en el término municipal de El Toro (Castellón) me encontré unas antiguas labores mineras en un afloramiento volcánico no cartografiado en el MAGNA. Estas labores, de principios del siglo pasado, aparecen denunciadas en un antiguo boletín oficial, que se conserva en el Ayuntamiento de El Toro, como “La Mina de Plata del Tío Nelo”.

De las labores mineras queda muy poco, una escombrera y restos de mineralizaciones dispersos por la zona, no se ven indicios de excavaciones de ningún tipo, posiblemente debido a la naturaleza blanda e inconsistente de los terrenos volcánicos en los que se asienta.

Situación Geográfica:

El yacimiento se localiza en el Barranco de Alcotillas y para acceder al yacimiento hay que entrar por El Toro y dirigirse a la Masía de Las Alcotillas desde donde se accede al mencionado barranco aunque el yacimiento, en realidad, está situado dentro del término municipal de Manzanera (Teruel), muy cerca de su límite con el municipio de El Toro.

Las coordenadas U.T.M. (ETRS 89) son las siguientes:

X = 687250

Y = 4429030

Z = 1250 m.s.n.m.

En la siguiente figura se puede ver el mapa topográfico del SIGPAC con la situación del yacimiento.

Figura nº 1: Mapa de situación (SIGPAC)

Geología de la zona:

La zona de Las Alcotillas se localiza en la Sierra de El Toro, una sierra desarrollada en materiales mesozoicos, principalmente jurásicos. Estructuralmente se localiza en el “Sinclinal Jérica – Viver” una gran estructura originada por la tectónica de zócalo que dio origen a dos de los grandes sistemas de desgarres tardihercinicos de la Cordillera Ibérica con direcciones NW – SE y NE – SW. 

Figura nº 2: 

Situación del yacimiento respecto a las principales alineaciones 

volcánicas (Figura de Ortí Cabo y Vaquer Navarro 1980)

Sobre esta dirección ibérica (NW – SE) se han definido dos alineaciones de afloramientos volcánicos: la Alineación piroclástica de Alcublas, la Línea ofítica de Altura y un área volcánica de mayor amplitud: la Franja Volcánica de Caudiel siendo esta última la estructura principal (Ortí Cabo y Vaquer Navarro 1980). Los afloramientos volcánicos se disponen siguiendo esta alineación, pero también sobre las alineaciones “transversales” de dirección NE – SW y posiblemente asociadas a “canales diapiricos” o fracturas importantes como la Falla Requena – Mora.  

El afloramiento volcánico de El Toro se puede considerar como perteneciente a la Franja volcánica de Caudiel (ver su situación en la figura nº 2 a la izquierda) que está formada por importante número de manifestaciones efusivas, tanto de rocas volcánicas como de depósitos piroclásticos que se presentan como masas cupulares o coladas de poco espesor. 

Estas manifestaciones volcánicas acontecieron, en tres pulsos, durante el Jurásico Inferior, desde el Pliensbachiense al Bajociense con un máximo en el Toarciense.  

Según los estudios más recientes (Martinez González et al. 1996) estas manifestaciones volcánicas serian de tipo tardío, produciéndose durante el Jurásico Inferior–Medio por efecto de fracturas sinsedimentarias que originarían unas plataformas someras localizadas en una cuenca intraplaca en el límite occidental del Mar de Thetys, en un momento de subsisdencia térmica postrift que sucedió a la etapa de subsidencia del Pérmico Superior – Hettangiense que origino el volcanismo sinrift del Norte de la Provincia de Valencia.

Se trata de rocas volcánicas de afinidad alcalina que derivan de un magma con una baja tasa de fusión mantélica y generadas por mecanismos de fragmentación y emplazamiento muy variados con potencias que oscilan desde pocos centímetros a decenas de metros. En general los depósitos se originaron por fragmentación piroclástica en explosiones freatomagmáticas y su deposición pudo ser subacuática, subaérea o una combinación de ambas, mediante procesos piroclásticos y/o epiclásticos destacando los depósitos de emplazamiento mediante caída de piroclastos de dispersión horizontal.

En la siguiente imagen he dibujado (en rojo) la situación de las vulcanitas en la cartografía geológica continua del IGME (Sigeco) indicando las distintas formaciones geológicas que afloran en la zona.

Figura nº 3: Mapa geológico de la zona de Alcotillas. Modificado del SIGECO (IGME)

Estratigráficamente las vulcanitas de El Toro se localizan en una posición típica en este tipo de yacimientos en la Cordillera Ibérica. Como se ha descrito anteriormente los afloramientos volcánicos del sector valenciano de la Cordillera Ibérica se originan en dos etapas principales: una etapa sinrift de edad Pérmico Superior – Hettangiense y una etapa postrift de edad Pliensbachiense – Bajociense, el afloramiento de El Toro pertenece a esta última etapa.

Figura nº 4; Columna sintetica del Jurásico

Al igual que otros afloramientos volcánicos de la zona, como el cercano de Barracas, las vulcanitas de El Toro se localizan entre el Lías y el Dogger, sustituyendo al Toarciense (Formación Margas y Calizas de Turmiel). Es decir, a muro se situarían las calizas y dolomías de la Formación Calizas bioclásticas de Barahona del Domeriense y a techo las calizas nodulosas del Miembro Casinos de la Formación Carbonatada de Chelva de edad geológica Toarciense Medio – Aaleniense, tal como se puede apreciar en la columna estratigráfica sintética del Jurásico de la Cordillera Ibérica Suroccidental de la figura de la izquierda.

Descripción del afloramiento:   

El afloramiento se localiza en la ladera meridional del monte Alto del Gayubar accediéndose al mismo por el camino que desde la Masía de Alcotillas discurre por el cauce del barranco del mismo nombre. En la ladera de esta montaña, tal como se puede ver en la fotografía siguiente se pueden distinguir tres unidades o formaciones diferenciadas:

Fotografía nº 1: Unidades litoestratigrafica que conforman el yacimiento.

Fotografía nº 2: Muro de las volcanitas

En el muro del yacimiento afloran unas calizas bioclásticas de color marrón y masivas o irregularmente estratificadas que están algo dolomitizadas (ver fotografía de la izquierda). Estas calizas corresponden a la Formación Calizas Bioclasticas de Barahona del Domeriense (Pliensbachiense Superior). En ellas he encontrado fósiles de lamelibranquios (pectinidos) como los que se pueden ver en la siguiente fotografía:

Fotografía nº 3: Lamelibranquios (Pecten) de las calizas del muro.

Fotografía nº 4:  Costra ferruginosa

A techo presentan superficies con pátinas ferruginosas (ver fotografía de la izquierda) correspondientes a un “hard ground”, superficie de no sedimentación o hiato sedimentario que separa esta Formación de la inmediatamente superior, la Formación Alternnacia de Calizas y Margas de Turmiel del Toarciense y aunque en este yacimiento no se puede apreciar muy bien esta superficie si se puede ver magníficamente expuesto en los perfiles estratigráficos clásicos del Jurásico de Domeño y de Sot de Chera.




Las margas toarcienses no aparecen estando reemplazadas por las tobas volcánicas, como también ocurre en otros afloramientos volcánicos próximos, por ejemplo en Barracas.

Fotografía nº 5: Calizas nodulosas del Miembro Casinos

Sobre las tobas volcánicas se localizan unas calizas nodulosas atribuibles al Miembro Casinos de la Formación carbonatada de Chelva, al que algunos autores otorgan el rango de Formación. Se trata de calizas micriticas con estratificación fina (10 – 20 cmts) y planos ondulados lo que le confiere un aspecto noduloso muy típico (ver fotografía de la izquierda). Estas calizas se apoyan directamente sobre las tobas volcánicas tal como se puede ver en algunas de las fotografías que aparecen en esta entrada (fotografía nº 8).

Fotografía nº 6: Calizas con nódulos de sílex.

Sobre estas calizas se localizan otras con estratificación más gruesa y planos ondulados que contienen gran cantidad de nódulos de sílex, bien aislados o bien formando niveles paralelos a la estratificación, tal como se puede observar en la fotografía de la izquierda. Se trata de una litología muy características de la Formación Carbonatada de Chelva del Dogger. Los nódulos de sílex son de color grisáceo o marrones formados por cuarzo microcristalino (cuarzo alfa).

Fotografía nº 7: Calizas con cancellophycus.

El tamaño de los estratos se va engrosando hacia el techo llegando a constituir tramos de calizas masivas. En estas calizas se han encontrado restos de fauna silidificada (gasterópodos, belemnitas y otros inclasificables) además de pistas del tipo “cancellophycus” como las de la fotografía de la izquierda. La presencia de los nódulos y lechos de sílex y de las pistas de Cancellophycus nos indican que estas calizas pueden atribuirse a la parte media (informal) de la Formación carbonatada de Chelva del Dogger.

Los materiales volcánicos, por su naturaleza blanda, son fácilmente erosionables y por lo tanto solo afloran parcialmente y muy tapados por los derrubios de la ladera. La presencia de estos derrubios impiden establecer la continuidad lateral de estos materiales, aunque parece que se acuñan y llegan a desaparecer por la presencia de fallas.

Fotografía nº 8: Contacto superior de las volcanitas

El contacto entre los materiales volcánicos y las calizas nodulosas de la base de la Formación carbonatada de Chelva (Miembro Casinos) es el que mejor se puede ver, tal como se aprecia en la fotografía de la izquierda. Es un contacto neto encontrándose las calizas nodulosas apoyadas directamente sobre las rocas volcanicas.

En el contacto inferior entre las volcanitas y las calizas bioclásticas dolomitizadas de la Formación Calizas bioclásticas de Barahona que también es muy neto,  si parece que se conserva el “hard ground” que marca el contacto entre el Pliensbachiense y el Toarciense y que se encuentra en otros lugares de la Cordillera Ibérica (Sot de Chera, Domeño,...).

Fotografía nº 9: Aspecto del afloramiento de volcanitas

En las siguientes fotografías se puede ver el detalle de las volcanitas de este afloramiento y su aspecto deleznable y tonalidades verdosas y marrones. Están muy alteradas por meteorización y la ladera en la que se localizan esta muy tapada por derrubios de ladera, sin embargo se conservan algunos afloramientos de los que he podido tomar las siguientes fotografías. Por su tamaño de grano se clasificarían, según Teruggi et al. 1978, como piropelitas y al presentarse en forma de rocas consolidadas como CHONITAS .



Fotografía nº 10: Detalle del afloramiento de las volcanitas.

Estas volcanitas tienen un cierto parecido a las descritas en este mismo blog (ver entrada de Julio de 2013) en Caudiel donde aparecen rocas volcanoclásticas de grano grueso del grupo de la piropsefitas (lapillitas) y chonitas de color verde claro intenso.

Hay una similitud clara entre los dos afloramientos volcánicos descritos en este blog y es la presencia en ambos lugares de cristales redondeados dentro de la roca volcánica, tal como se puede ver en la siguiente fotografía, este mismo tipo de roca la encontré en Caudiel como fragmentos tamaño lapilli dentro de las chonitas, aunque aquí se encuentran en el afloramiento como roca “in situ” aunque muy alteradas. 

Fotografía nº 11: Roca volcánica con cristales redondeados

Mineralizaciones:

De las  antiguas labores mineras no queda ni rastro, tan solo fragmentos dispersos de la mineralización explotada, buscando por la zona he encontrado los siguientes minerales:

Cuarzo:

Se encuentran bastantes fragmentos de cuarzo cristalizado en forma de superficies, geodas y vetas. Los cristales de cuarzo presentan formas cristalinas trapezoidales con terminación piramidal y una gran variedad de tonalidades; blancas, translucidas, marrones, rosadas y violáceas en su variedad amatista.

Fotografía nº 12: Cristales de cuarzo 

La amatista es una variedad macrocristalina del cuarzo con un color muy característico debido a su contenido en hierro. Su fórmula es SiO₂:Fe⁺³ dependiendo su coloración de la cantidad de hierro que contenga (a mayor contenido en Fe⁺³ más intensidad de coloración). Su ambiente de formación es en filones con soluciones ricas en hierro y temperaturas inferiores a los 300ºc.

Fotografía nº 13: Cristales de amatista.

También aparece cuarzo de color verde, (prehnita) tal como se puede ver en la siguiente fotografía, sin duda originado por la presencia de cobre en su estructura cristalina.

Fotografía nº 14: Cristales de cuarzo verde (Prehnita).

Calcita;

Fotografía nº 15: Cristales de calcita blanca con malaquita.

También es un mineral muy abundante en el yacimiento, bien en forma de masas de calcita blanca en forma de vetas masivas, cristales amorfos o en forma de cristales escalenoedricos con alguna tinción de malaquita, o bien de algún tipo de clorita, como se  puede ver en la fotografía de la izquierda (Fotografía nº 15).

También se presenta como los típicos cristales romboédricos de calcita de color blanco, tal como se puede ver en la siguiente fotografía (Fotografía nº 16).

Fotografía nº 16: Cristales romboedricos de calcita 

Malaquita:

Sin duda el mineral de interés económico que se pretendía explotar era la malaquita. Aparecen numerosas impregnaciones de este tipo de mineral en todo el afloramiento, tal como se puede ver en la fotografía de varios ejemplares con malaquita recolectados sobre el terreno.

Fotografía nº 17: Muestras con malaquita.

TIPO Y POSIBLE ORIGEN DEL YACIMIENTO:

Figura nº 5: Fases postmagmáticas de Henley&Ellis (1983)

El Yacimiento de la Mina del Tío Nelo considerando el tipo de minerales que contiene podría clasificarse como hidrotermal de baja temperatura (epi o mesotermal), tal como se puede deducir de la figura de la izquierda, pero la presencia de rocas volcánicas también permitirían considerarlo como volcanogénico del tipo Exhalativo Superficial es decir originado por la salida de soluciones hidrotermales a la superficie en condiciones submarinas, como las que dieron origen a los depósitos de sulfuros masivos de Cu  por recirculación de aguas marinas durante el Cretácico. Esta última hipótesis estaría acorde con el origen submarino que distintos investigadores les dan a estas erupciones.

Alvaro et al (1980) llegaron a la conclusión de que durante el Mesozoico, se desarrolló un “punto caliente” en la zona limítrofe de Valencia, Castellón y Teruel, al comprobar que la gran cantidad de manifestaciones volcánicas existentes en esta zona pudieran ser tan sólo los escasos testigos restantes de un complejo volcánico de más amplia distribución regional, que en gran parte puede haber sido desmantelado por la erosión y en parte no aflorar.

En la misma zona se encuentran gran cantidad de indicios minerales (ver en este mismo blog la entrada correspondiente a Agosto 2013) estableciéndose una relación espacial entre muchos depósitos minerales y las rocas ígneas. Como muchos investigadores sostienen que los magmas en consolidación son el origen de muchas, sino de todas, las soluciones o fluidos hidrotermales, podemos pensar que la masa ígnea que formo el “punto caliente” de Valencia – Castellón -Teruel constituyo la fuente de calor para el establecimiento de sistemas hidrotermales, pudiendo el agua termal o su contenido metálico proceder del mismo magma o de otras fuentes.

Las soluciones hidrotermales de derivación magmática se consideran fluidos residuales que quedan luego de la cristalización de la masa ígnea fundida y que contienen metales base y otros elementos incompatibles que no pueden acomodarse en los minerales que han cristalizado. Todos estos metales base pueden ser extraídos de una fase silicatada fundida (magma) hacia una fase acuosa, siempre que exista suficiente agua para ser liberada. En teoría con un 3% en peso de agua en una fase silicatada fundida, podría ser extraído aproximadamente un 95% del Cu contenido en un magma félsico.

Como ejemplo citaremos que la erupción de Diciembre de 1986 el volcán Monte Erebus en la Antártica se descargó cerca de 0,1 kg de Au y 0,2 kg Cu, lo que extrapolando a 10.000 años equivaldría a 360 toneladas de oro. Esta evidencia demuestra la capacidad de los magmas volcánicos de generar volátiles con contenidos metálicos.

Figura nº 6

El ascenso de soluciones hidrotermales hacia zonas superficiales (ver figura de la izquierda) va a producir precipitación por dilución de los materiales disueltos en estas zonas debido a los cambios que se producen durante el ascenso en el estado de oxidación o en el pH de la solución. En resumen los cambios físico-químicos en las soluciones hidrotermales producen la precipitación de los materiales transportados en solución. La precipitación de metales en el sector donde ocurren cambios físicos o químicos de la solución a medida que se produce la circulación del fluido hidrotermal redunda en la concentración local ("trampa de mena") de elementos metálicos precipitados que puede dar origen a yacimientos hidrotermales.

Las fallas y diaclasas no solamente sirven como conductos sino que, a medida que transcurre el proceso, se van rellenando con las sustancias que precipitan. Podría compararse este relleno con la forma como se deposita el sarro en una cañería, desde las paredes hacia el centro, hasta a obstrucción total. Los depósitos minerales que se producen por este mecanismo de relleno tienen la forma del conducto y, como la mayoría de los conductos son fallas y diaclasas, las formas más comunes son las vetas y filones (cuerpos groseramente tabulares).

Existe un grupo de depósitos minerales formados por los llamados procesos exhalativos superficiales (ver figura siguiente) que incluyen a los sulfuros masivos volcanogénicos (VMS), los asociados a secuencias volcánicas submarinas y a depósitos de sulfuros en secuencias sedimentarias (SEDEX; sedimentarios exhalativos). Actualmente existe consenso que estos depósitos se forman por efluentes hidrotermales submarinos, aunque no hay consenso si las soluciones que precipitan los sulfuros en los fondos marinos corresponden a fluidos de derivación magmática o de agua marina en circulación.

Figura nº 7

Al observarse en detalle la emisión de efluentes hidrotermales en el fondo marino se observa que el fluido caliente (300 – 350ºc) es transparente y su característico color negro o blanco lo adquiere al mezclarse con las aguas frías del mar y el enfriamiento y disolución resulta en la precipitación de sulfuros y sulfatos, los que pueden acumularse y formar depósitos minerales. Este es uno de los pocos lugares donde puede observarse directamente la formación de depósitos de sulfuros metálicos a partir de un fluido hidrotermal.

La acción marina sobre los depósitos de sulfuros de los fondos oceánicos produce la rápida oxidación y destrucción de los cuerpos de sulfuros, excepto cuando son cubiertos rápidamente por rocas volcánicas o volcanoclásticas o sedimentarias que los preservan de la oxidación, como puede darse en la Mina del Tío Nelo. Los procesos tectónicos de acreción hacen que los depósitos de este tipo sean incorporados a cadenas montañosas y formen yacimientos de interés económico en áreas continentales.

Teniendo en cuenta todo lo expuesto anteriormente el yacimiento de la Mina del Tío Nelo, seria un punto importante dentro de un estudio de carácter regional de las mineralizaciones asociadas a procesos volcánicos en el Jurásico de la Cordillera Ibérica.