YACIMIENTOS DE SULFUROS METALICOS EN OLOCAU (VALENCIA)

ANTECEDENTES:

Olocau es un municipio de la Comarca del Campo del Turia (Provincia de Valencia) que se sitúa en las estribaciones surorientales de la Sierra Calderona una alineación montañosa que limita las provincias de Valencia y Alicante. Aunque su principal actividad siempre fue la agricultura también tiene una cierta tradición minera pues en él se localizan algunas importantes explotaciones mineras a cielo abierto como las canteras de yesos de L´Álgesar y algunas de áridos como las canteras de dolomías de La Sella. Además, dispone de dos pequeñas explotaciones mineras subterráneas; las minas de La Salvadora y de Cartagena.

En este articulo describe estas dos explotaciones mineras dentro de su contexto geológico local y regional.     

DESCRIPCION GEOLOGICA:

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 el Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica el Pérmico Superior en facies Saxoniense (Conglomerados de Boniches y Los Limos y areniscas de Alcotas), se deposito durante la fase tectónica conocida como Rift 1 y más concretamente en su secuencia basal UP 1 (Salas et al. 2001).

 

El desarrollo del rifting y los depósitos fluviales asociados a la generalización de la subsidencia marcan el inicio de la sedimentación de facies Buntsandtein (“areniscas rojas” en alemán) de la secuencia Tr1 con el deposito de las Areniscas del Cañizar.

 

La primera transgresión del Tethys que coincide con la etapa de máxima expansión del rifting (secuencia deposicional Tr3) esta constituida por sucesiones continentales, marinas y evaporíticas y viene marcada en este sector de la Cordillera Ibérica por la sedimentación de las formaciones Limos y areniscas de Eslida, Arcillas, limos y margas de Marines y Dolomías de Landete. El limite inferior de esta secuencia transgresiva es una suave discordancia o una transición hacia la unidad infrayacente y estas unidades se han interpretado como un sistema estuarino con transición desde facies distales de sistemas fluviales a facies marinas poco profundas, las Dolomías de Landete marcarían el máximo de esta transgresión.

 

El Muschelkalk Medio en la Región Levantina viene marcado por la sedimentación de las Areniscas, margas y yesos del Mas que se depositaron durante la etapa de nivel del mar más bajo durante la segunda transgresión del Tethys, transgresión que culmina con la sedimentación totalmente marina de las Dolomías y calizas de Cañete ya en el Muschelkalk Superior.

 

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 Carbonífero, 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.

Sierra Calderona separada de la contigua Sierra del Espadán por el río Palancia. Ambas sierras conforman la terminación SE de la Cordillera Ibérica en el Mediterráneo. El contexto geodinámico del dominio de Sierra Calderona está condicionado enteramente por el Ciclo Alpino, que cronológicamente esta representado en esta  zona por las siguientes fases: 

1) una extensión permo-triásica en la Cuenca Ibérica. 

2) una compresión relacionada con la generación de la Cordillera Ibérica; 

3) una extensión neógeno relacionada con la apertura del Golfo de Valencia. 

La Sierra Calderona esta constituida por un gran anticlinal o anticlinorio de dirección NW-SE, la misma que presenta la Sierra. La estructura se presenta con una disposición en bloques en graderío hacia la costa y también hacia sus flancos, a través de una densa red de  grandes fallas de dirección NE-SW y  ENE-WSW y importantes saltos verticales.

Figura nºc2b: Perfil geológico del Anticlinorio de La Sierra Calderona. Pedro Pablo Herraiz Huerrta 2.022.

 

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 y se dispone 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. Policarpo Garay menciona el hallazgo de restos vegetales por lo que atribuye estos materiales al Carbonífero Inferior en facies Culm y les atribuye un espesor de 85 metros con la siguiente disposición litoestratigráfica:

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: Cartografía 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 en Facies Saxoniene. 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 GARAY (20001) les atribuye en grosor de 381 metros. 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 (TB1): 

Corresponden a las Areniscas del Garbí de Garay, 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 aquí esta compuesta por 125 metros de areniscas rojizas y cuarcitas blancas, bien estratificadas ("Rodeno") con laminaciones cruzadas. En la siguiente fotografía se puede ver esta formación en esta localidad.

La Formación corresponde a depósitos fluviales

de baja sinuosidad y gran carga arenosa. Su edad, en base a estudios microfloristicos seria Olenekiense (Scytiense).

 

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. 

Esta Unidad fue denominada por Garay (2001) como Formación Lutitas y Areniscas de Serra (TB2)

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. En la siguiente fotografía se puede ver un banco de areniscas canalizadas en cuya muro, erosivo sobre las lutitas rojas, presenta grandes bioturbaciones de origen incierto (Thalassinoides).

Figura nº 10 b: Banco de areniscas canalizadas de color amarillo y de grano medio a grueso, con porosidad por disolución de cantos blandos, laminaciones y estratificaciones cruzadas. De base erosiva sobre lutitas rojas. En el muro del banco presentan bioturbacion (Thalassinoides) de gran tamaño. 

Formación Arcillas, limos y margas de Marines: 

También 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. Garay (2001) la incluye en la Formación anterior y la denomina:Miembro abigarrado de Ollocau.

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, ligeramente discordante, entre las Formaciones 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.

Su edad en base a dataciones palinológicas es Anisiense.

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.

Aspecto típico de la Formación Arcillas, limos y margas de Marines (Facies Röt) 

Formación Dolomías de Landete (TM1): 

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 y de 116 metros en la Calderona.  Garay (2001) la denomino Dolomías de L'Oronet.

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 ligeramente disconcordante 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 (M1).

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. Siendo su edad Anisiense (Aegeaniense- Bythiense-Pelsoniense).

Policarpo Garay en su Tesis propone para esta Unidad litoestratigráfica o barra inferior del Muschelkalk (M1) el nombre de Formación Dolomías de L’ Oronet  y la divide en 5 miembros:

 

MURO: Miembro abigarrado de Olocau (Tb3₄). 

-Miembro Dolomías laminadas y margas de Alcalá: de 17,50 metros de espesor esta formado por una alternancia de dolomías tableadas en tramos de 0,7 a 3 metros y margas carbonatadas y/o arcillosas en tramos de 0,10 a 1,00 metros. Las dolomías presentan laminaciones y estructuras tepee y el nivel de margas de techo pelecípodos.

-Miembro Dolomías de Banyet: Con un espesor 13,50 metros esta formado por dolomías negras con patina rojiza o beige en bancos métricos a decimétricos que dan un escarpe en el terreno. Algunos niveles presentan geodas tapizadas de calcitas.    

-Miembro Dolomías y margas bioturbadas de Sagunt: Con un espesor de 6 metros esta constituido por dolomías y margas dolomíticas intensamente bioturbadas. Presenta un aspecto noduloso muy característico y se les ha citado en numerosas ocasiones como margas o calizas de “fucoides”. Pueden aparecer fósiles (pelecípodos) y bancos dolomíticos bioclásticos. 

-Miembro Dolomías del Plá de Les Llomes: Con un espesor de 53,70 metros se caracteriza por la presencia de bancos de colores marrones rojizos alternando con otros de color gris. Litologicamente se  trata de dolomias negras en bancos decimétricos con un componente ferroso que da lugar a su característica coloración rojiza. Presentan laminaciones paralelas de algas, niveles brechoides con pequeñas geodas, laminaciones cruzadas, ripples y niveles con abundantes gasterópodos.       

-Miembro Dolomías tableadas del Sierro: Con un espesor de 25,20 metros esta formado por dolomías laminadas (planas u onduladas) de color gris claro en estratos tableados planos de grosor centimétrico. A muro presenta varias pasadas de sílex y a techo un hard ground. 

En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigráfica de esta Unidad tomada y modificada de P. Garay (2000):  

Formación Areniscas, margas y yesos del Mas (TM2): 

De edad Anisiense Medio-Alto (Triásico Medio) esta constituida por margas, 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. Esta formación se deposito en una llanura supramareal costera de tipo sebkha. Garay (2.001) la denomino Formación Margas arenosas, lutitas y dolomías de Azuebar. 

Esta Unidad esta formada por arcillas de tonos rojizos y/o grises con areniscas y evaporitas y solo aparece en las partes nororiental y oriental del Macizo ibérico. La Unidad se depósito en llanuras fangosas evaporíticas ricas en cloruros y poco profundas y bastante alejadas del mar, que se rellenaron con ciclos arcilla-halita. En la Cuenca Ibérica se observan dos subunidades: una subunidad gris inferior con una alternancia de arcillas y yesos y una subunidad roja superior con depósitos de arcillas con yeso y depósitos de sabkhas arcillosos. La mayor o menor presencia de evaporitas o siliciclásticos es debida a la mayor o menos profundidad a la que se sitúa el zócalo paleozoico. 

 

Esta Unidad detrítico-evaportica de Muschelkalk medio representa una interrupción de las condiciones de sedimentación carbonatada del Muschelkalk inferior. Estas facies se extendieron hacia el Oeste sobrepasando las áreas de sedimentación carbonatadas preexistentes tal como se aprecia en la figura nº 18. Estas sucesiones detrítico-evaporíticas presentan grandes diferencias de espesor de unas zonas a otras, variando de 600 metros en la Cuenca del Ebro a 450 metros en la Ibérica, estas diferencias están causadas por la existencia de hundimientos diferenciales debidos a una intensa actividad postectónica. 

 

En la siguiente figura (F. Ortí et al 2017) se puede ver un bloque esquema de los distintos ambientes sedimentarios de la llanura fangosa (mudflat) en la que se depositaria esta Unidad detrítico-evaporítica:

Bloque diagrama representando las llanuras evaporíticas del Trías Medio y Keuper Inferior (Ortí et al 2017).

Formación Dolomías y Calizas de Cañete (TM3): 

De edad Ladiniense (Triásico medio) y posiblemente Carniense (Triásico Superior). Esta Formación de 100 metros de espesor esta compuesta por dolomías tableadas grises laminadas u onduladas con algunas calizas y margas, estas ultimas más abundantes hacia el techo y de color verde, gris o amarillento.   

La Formación Cañete se deposito en una gran rampa carbonatada poco profunda y se divide en cinco miembros que de muro a techo son (López-Gómez y Arche, 1992; López-Gómez et al., 1993):

 

1. Miembro de Gorgocil: Constituido por dolomías y dolomías arenosas. Facies de alta energía a intermareal. 

2. Miembro de Henarejos: Constituido por dolomías y dolomías margosas con bioconstrucciones. Facies de plataforma proximal abierta a submareal protegido. 

3. Miembro de Huélamo: Constituido por dolomías y margas con abundante fauna, Facies submareal de baja energía a intermareal.

4. Miembro de Valacloche: miembro dolomítico, facies de canales de mareas.

5. Miembro de Moya: Constituido por margas con abundante fauna y dolomías. Facies submareal protegida a intermareal y supramareal.

La Formación con un grosor de  de 130 metros en Cirat y 156 metros en Vall d'Uixó se deposito en una llanura de marea con dos secuencias de somerización. Sus límites inferior y superior son netos, el superior mediante una costra con Fe y Mn con el Keuper. Garay (2001) denomino a esta Unidad Dolomías laminadas de Cirat.

El techo del Muschelkalk esta constituido por la Formación Calizas dolomíticas y margas de Pina de Montalgrao que aflora esporádicamente en algunos lugares de la Sierra Calderona.

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:

KEUPER:

En la zona de el Algepsar se encuentran arcillas abigarradas  y margas grises con gran cantidad de yesos que el IGME atribuye al Keuper (Grupo Valencia). 

El Grupo Valencia esta constituido por 5 formaciones (Ortí 1974) denominadas: Arcillas y yesos de Jarafuel (K1) con un espesor de 100 a 200 metros y formado por una alternancia de arcillas grises y yesos laminados, las Areniscas de Manuel (K2) con una potencia de 50 a 200 metros y formada por capas de areniscas, más potentes hacia el techo, y lutitas versicolores, las Arcillas de Cofrentes (K3) con una potencia de 40 a 60 metros y formada por lutitas de color rojo, las Arcillas yesíferas de Quesa (K4) con una potencia de 50 a150 metros y formadas por un conjunto arcillo-yesífero de color rojo con los yesos en capas laminadas o nodulares, redes de venas fibrosas o masas cristalinas y finalmente los Yesos de Ayora (K5)con una potencia de 30 a 60 metros y formada por capas de yesos bien estratificados y de colores claros intercalados con niveles dolomíticos.  

En la siguiente figura se puede ver la columna del Keuper levantino de I. Menéndez:

 

La evolución paleogeográfica del Grupo Valencia, seria la siguiente: a finales del Muschelkalk se inicia una regresión marina que genera unas cuencas salinas en las que se depositan evaporitas (Yesos de Jarafuel) sobre las que se implanta un sistema fluvial bien desarrollado (Areniscas de Manuel). Una nueva transgresión marina comienza con la formación de una llanura distal lutítica (Arcillas de Cofrentes), sabkhas costeras (Arcillas yesíferas de Quesa) y salinas costeras (Yesos de Ayora) para terminar con la sedimentación de dolomías en un ambiente marino somero (F. Imón).

Figura nº 13b: Yesos negros y grises de la cantera de la yesera de El Algepsar (Ollocau) 

Recientemente (año 2022) y en el marco de una investigación general sobre el Muschelkalk de la Sierra Calderona, el geólogo Constantino Benedicto y el autor de este articulo, tomamos dos muestras de los yesos de la cantera de El Algepsar, muestras de las que se ha determinado,en la Universidad de Barcelona, la composición de los isótopos del azufre con los siguientes resultados (comu.pers.): Muestra 1: 17,8 y Muestra 2: 18,4 valores que se asemejan mucho a la composición isotópica media del  Muschelkalk, la Formación Yesos del Mas (M2) que es de 17,5+- 0,50 δ³⁴S muy superior al los valores medios de los yesos del Keuper que son de  15,0+-0,5 δ³⁴S. Por lo tanto los yesos de El Algepsar estarían mal atribuidos estratigráficamente en la cartografía geológica del IGME y no corresponderían al Keuper sino al Muschelkalk medio (M2), por lo que será necesario realizar una revisión completa de la estratigrafía y cartografía geológica de toda la zona. 

En principio el afloramiento de dolomías en bancos gruesos que aparece en la Rocha del Quinto (La Sella) y que se puede ver en la fotografía de la figura 12, corresponderían al M1 (Dolomías de Landete) y sobre ellas se situarías las margas con yesos del M2 (Yesos del Mas) que se han explotado en el Puntal d' Alt. El afloramiento de margas evaporíticas situado más al sur, al otro lado de la Rambla (Pla de Sanchís) necesita una revisión detallada para su correcta caracterización.

Afloramiento de las margas evaporíticas con explotaciones de yesos que se localizan al sur del casco urbano de Ollocau. 

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 zona de Olocau donde se localizan las
explotaciones mineras de sulfuros metálicos y sulfatos.

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. Salvo que el mineral se retirase por otros medios.

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 varios 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).  

En la Cordillera Costero Catalana (Catalánides) se han descrito en niveles semejantes, dolomías del Muschelkalk Inferior (Anísense), mineralizaciones de plomo-cinc cuya disposición geologica y génesis son diferentes:

 MINERALIZACIONES EN EL TRIAS CATALAN.

En el Muschelkalk inferior (Anisiense) de las Catalánides aparecen numerosos indicios de mineralizaciones estratiligadas, singenéticas, asociadas a paleo karts y niveles de laminaciones de algas (algal-mats) en las dolomías. En esta zona se pueden distinguir hasta 5 niveles de paleokarstificaciones que corresponderían a distintos periodos de exposición subaérea. Estas paleokarstificacioines se caracterizan por afectar a distintos tipos litológicos de substrato y generalmente solo a la parte superior del mismo que puede presentar procesos de desmantelamiento por raíces, brechificaciones y formación de porosidad tipo vug rellena de arcillas afectando a la parte más alta del substrato. 

Morfológicamente estos paleokarst se presentan como ondulaciones suaves formadas por una sucesión de depresiones y montículos submétricos. En el caso de la presencia de discontinuidades tectónicas (como diaclasas) y a favos de ellas se pueden desarrollar depresiones más profundas (hasta 10 metros) que pueden presentar una parte superior con forma de embudo.  Cuando las depresiones presentan mayores diámetros (+10 metros) y formas redondeadas de 1 a 2 metros de profundidad se piensa corresponderían a paleodolinas.

Las depresiones pueden presentarse rellenas de material lutítico rojo y/o amarillento con cantos y bloques y pueden desarrollar caliches dolomicriticos laminados cubriéndolos.  

Las mineralizaciones ligadas al desarrollo de paleokarst se corresponden con indicios de baritina con sulfuros, carbonatos y sulfatos de plomo y zinc con galena, esfalerita, baritina y calaminas (smithsonita, cerusita, hematites y limonita) como fases minerales predominantes siendo las asociaciones minerales mayoritarias las de galena-esfalerita y galena-baritina. La mineralización es singenética con el relleno del karst y aparece, dentro del material que rellena el paleokarst, como diseminaciones o también en pequeños niveles de 1 a centímetros de grosor y varios metros de extensión lateral   

La mineralización también se encuentra dispuesta aprovechando las pequeñas juntas de estratificación produciéndose a partir de ellas un proceso de reemplazamiento, dando lugar a una mineralización que se va diseminando hacia la base del estrato. Este proceso se repite en los pequeños estratos de 5 a 15 centímetros de espesor en un tramo que puede tener hasta 2 metros de potencia, dando un aspecto al afloramiento de diferentes niveles mineralizados. Es en este tipo de morfología en donde se encuentra el mayor volumen de mineralización.

La primera fase en precipitar es la baritina cuyos cristales crecen a partir de la calcita, posteriormente dolomitizada, o bien a partir de un núcleo, en ambos casos en forma radiada. Posteriormente, la baritina es reemplazada en parte por galena presentándose, generalmente, en cristales idiomórficos. Hay un único ciclo mineralizante en el que se pasa de un medio en el que precipita la baritina a un medio reductor en el que precipita la galena. 

Cuando la mineralización afecta a un paleokarst formado a partir de una dolina esta puede presentase como una bolsada de una de cena de metros de longitud por un par de metros de profundidad.  La mineralización es singenética al relleno kárstico, estando formada por esfalerita, galena, sulfuros de Fe (pirita y marcasita), más o menos oxidados, y calaminas, principalmente smithsonita. La esfalerita se dispone en bandas o bien formando pequeños niveles de pocos centímetros de potencia junto a lutitas. También se observa una alternancia de bandas de esfalerita y galena, si bien esta última se presenta generalmente dispersa en los sedimentos paleokársticos. Son frecuentes los niveles de smithsonita con estructuras boxwork. Este mineral también es abundante diseminado en los fangos que rellenan el paleokarst, en los que es común la presencia de cerusita que también puede estar presente como producto de alteración de la galena. Más rara es la hidrocincita como mineral de alteración de la esfalerita y smithsonita.

En algunos lugares la mineralización de Pb-Zn con pirita marcasita y baritina se puede presentar cementando las brechas de relleno de un paleokarst. A veces la mineralización es principalmente de cobre (calcosina,malaquita y azurita). 

También aparecen mineralizaciones que están asociadas a un algal-mats rico en materia orgánica. Este tipo de ambientes sedimentarios son muy favorables para atrapar los elementos mineralizantes al mismo tiempo que se produce la sedimentación. La fuente de los metales provendría de la lixiviación del continente. En Europa se encuentran numerosos ejemplos de yacimientos de Pb-Zn-Ba en medio carbonatado con algunos aspectos y características similares a las mineralizaciones descritas en las Catalánides.

Resumiendo, durante el Muschelkalk inferior se produjeron descensos del nivel del mar que favorecieron la formación de paleokarst en la plataforma carbonatada. Las cavidades generadas fueron rellenadas en parte por mineralizaciones de Pb-Zn-Ba, posteriormente nuevas transgresiones facilitaron la fosilización de estas cavidades por nuevos depósitos de carbonatos. 

En la siguiente figura se puede ver el proceso del relleno kárstico y mineralización del mismo:

1)    1.- Descenso del nivel del mar (regresión) e inicio de los procesos de karstificación.

2)    2.- La intensidad del proceso de karstificación dependerá de la duración de los mismos. 

3)    3.- Colmatación del karst con detritus del mismo y sedimentos. Mineralización del mismo.

4)    4.- Transgresión marina y vuelta a las condiciones de sedimentación carbonatada.

El quimismo del medio durante la mineralización variaría desde un ambiente oxidante en el que precipitarían básicamente sulfatos y carbonatos (cerusita, smithsominita) a un ambiente reductor básico en el que se produciría la precipitación de sulfuros (esfalerita, galena, pirita. La fuente de los metales en las mineralizaciones asociadas a paleokarsts puede estar en la lixiviación de materiales paleozoicos continentales que en esta zona presentan una fuerte anomalía en Pb-Zn-Cu-Ba.

RESUMEN.

En la zona de Ollocau hubo una cierta actividad minera que se centro en el aprovechamiento de mineral de Pb (Mina Salvadora), de Cu (Mina Cartagena) y de yesos (Explotaciones de L' Algepsar), ademas de alguna cantera de áridos (cantera de La Sella). 

La zona se ubica en las estribaciones meridionales de la Sierra Calderona aflorando en ella principalmente terrenos triásicos (Buntsandtein, Muschelkalk y Keuper) con algunos retazos aislados de Jurásico y Cretácico.  La disposición es subtabular formando un pequeño domo en cuyo centro se localiza Ollocau. Las únicas estructuras tectónicas que afectan a los materiales triásicos corresponden a fallas directas

Unas determinaciones isotópicas realizadas dos muestras de yesos de las explotaciones de los afloramientos evaporíticos situados al sur del casco urbano de Ollocau indican que adscripción estratigráfica de estos materiales al Keuper es errónea y que corresponden a las evaporitas del Muschelkalk medio (Formación Yesos de Mas) por lo que toda la cartografía geológica de esta zona necesitara de una profunda revisión