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.
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.
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| 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.
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| Figura nº 2:
Situación del yacimiento respecto a las principales alineaciones
volcánicas (Figura de Ortí Cabo y Vaquer Navarro 1980)
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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.
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| 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.
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| 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:
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| Fotografía nº 1: Unidades litoestratigrafica que conforman el yacimiento. |
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| 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:
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| Fotografía nº 3: Lamelibranquios (Pecten) de las calizas del muro. |
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| 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.
Las margas toarcienses no aparecen estando reemplazadas por las tobas volcánicas, como también ocurre en otros afloramientos volcánicos próximos, por ejemplo en Barracas.
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| 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).
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| 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
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| 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,...).
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| 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
.
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| 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.
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| 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 |
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| Fotografía nº 13: Cristales de amatista. |
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| Fotografía nº 14: Cristales de cuarzo verde (Prehnita). |
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| 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).
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| 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.
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| Fotografía nº 17: Muestras con malaquita.
TIPO Y POSIBLE ORIGEN DEL YACIMIENTO:
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| 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.
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.
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| Figura nº 6 |
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.
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| 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.
