Autor: Alejandro Andrés Escorihuela
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Dirección: Facultad de Ciencias: Edificio C – Geológicas. C/ Pedro Cerbuna, 12, 50009 Zaragoza
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RESUMEN
La mina Candelaria es una pequeña mina de cobre, situada en la Sierra de Cameros, que fue explotada a finales del siglo XIX. Durante el Titoniense-Albiense, la formación de la Cuenca de Cameros produjo la deposición de más de 6.500 metros de sedimentos en ambientes continentales y transicionales. Después de la orogenia alpina, las fallas normales que se habían formado durante la etapa extensional se reactivaron como cabalgamientos y se formó la Sierra de Cameros. La mineralización encaja en el Grupo Tera, que es la primera secuencia de depósito en la que se divide la cuenca, y que consiste en sulfuros y sulfosales de cobre, principalmente tenantita, calcopirita y bornita, y también arsenopirita, con covellita, azurita y malaquita supergénicas. La tenantita fue el primer mineral de cobre en formarse, mientras que la arsenopirita fue probablemente la última en precipitar. Se cree que el evento mineralizador está relacionado con el evento de metamorfismo hidrotermal Albiense-Coniaciense, aunque su origen todavía es incierto. Las características de la mineralización permiten clasificarla como un depósito estratiforme de cobre encajado en sedimentos de tipo Red Bed.
Palabras clave: Cameros, cobre, estratiforme, mineralización, Red Bed
INTRODUCCIÓN
El objetivo principal del presente trabajo es el estudio geológico y mineralógico del yacimiento de cobre de Candelaria (Gallinero de Cameros, La Rioja),. Se ha cartografiado el interior de la mina y se ha estudiado su paragénesis mineral. Finalmente, a partir del estudio bibliográfico del contexto geológico en el que se sitúa la mineralización y sus texturas y mineralogía se ha propuesto un sistema mineral y modelo de yacimiento para el depósito.
A finales del siglo XIX, surgieron pequeñas explotaciones para el aprovechamiento de filones metalíferos en la Sierra de Cameros. La mina Candelaria, objeto de este trabajo, fue explotada en 1889 por Braulio de Pablo tras la autorización por el Gobierno Civil de la provincia de Logroño”. En los archivos municipales de Gallinero de Cameros se describe como una mina de “plomo argentífero (Noval et al., 2018)., sin embargo, como se mostrará posteriormente, los minerales explotados no son de plomo, sino de cobre.
CONTEXTO GEOGRÁFICO Y GEOLOGICO
La mina Candelaria se sitúa en el municipio de Gallinero de Cameros, en la comarca de Camero Nuevo, en el sur de La Rioja. Se encuadra en la Sierra de Cameros, que corresponde al sector noroccidental de la Cordillera Ibérica. La boca de la mina se sitúa en las coordenadas UTM (WGS84) 30T 531550 4668600, en la vertiente sur del monte Valoria, a unos 1.070 metros sobre el nivel del mar.
La Sierra de Cameros se encuentra situada en la Cordillera Ibérica, una cadena intraplaca formada durante la orogenia Alpina y con doble vergencia, caracterizada por el predominio de sedimentos mesozoicos y cenozoicos en facies someras y por una deformación total moderada, con presencia muy escasa de metamorfismo y esquistosidad alpina. Durante el Mesozoico, la sedimentación se produce en un contexto de rift intraplaca, con dos orientaciones principales de fallas normales (NW-SE y NE-SW). Pueden diferenciarse dos periodos de rifting activo (Pérmico superior a Hettangiense y Jurásico Superior a Cretácico Inferior), seguidos de dos periodos de post-rift, con subsidencia asociada a la contracción térmica de la litosfera (Jurásico Inferior-Medio y Cretácico Superior) (Salas y Casas, 1993; Van Wees et al., 1998; Capote et al., 2002). La sedimentación mesozoica se produce en una plataforma relativamente homogénea, pero a partir de la segunda etapa de rifting tiene lugar la compartimentación de esta en los dominios paleogeográficos noroccidental (Cameros), central, suroriental (Cuenca Sudibérica), y oriental (Maestrazgo) (Soria et al., 2000). El dominio de Cameros estará relacionado con la apertura del Golfo de Vizcaya y la Cuenca Vasco-Cantábrica, con polaridad norte, mientras que los demás dominios estarán relacionados con el mar de Tetis, hacia el este. La inversión tectónica de las cuencas comienza alrededor del límite Mesozoico – Cenozoico, cuando la compresión relacionada con el acercamiento de las placas Ibérica, Euroasiática y Africana produce la reactivación de las fallas tardihercínicas y mesozoicas previas a fallas inversas.
El Macizo de Cameros-Demanda se sitúa en la parte más noroccidental de la Cordillera Ibérica, y está formado por la Sierra de la Demanda, un macizo de rocas fundamentalmente paleozoicas en la parte noroeste con un recubrimiento mesozoico escaso, y por la Cuenca de Cameros, que está constituida por materiales mesozoicos que toman el Triásico como nivel de despegue de los cabalgamientos (Liesa et al., 2018). Hacia el este, la cuenca está limitada por el macizo del Moncayo, mientras que al norte y al sur se sitúan las cuencas cenozoicas del Ebro y Almazán, respectivamente (Fig. 1A). Durante la segunda etapa de rifting en la Cuenca Ibérica, se produce el relleno sedimentario en la Cuenca de Cameros. Esta sedimentación tiene lugar desde el Titoniense al Albiense, sobre un sustrato Jurásico marino y consiste en rocas sedimentarias depositadas en ambientes continentales y transicionales, con potencias que llegan en algunos puntos hasta los 6000 m de espesor y que se dividen actualmente en un total de ocho secuencias de depósito, que se organizan en los grupos Tera, Oncala, Urbión, Enciso y Oliván (Mas et al., 2002; 2004; 2011) (Fig. 1B). Los medios de sedimentación son predominantemente fluviales para los grupos Tera, Urbión y Oliván y lacustres para los grupos Oncala y Enciso. Por encima de la secuencia sinrift aparecen la Fm. Utrillas (Muñoz et al., 1997) y los carbonatos del Cretácico superior, bastante abundantes en la zona sur de la cuenca (Fig. 1A).
El yacimiento mineral objeto de estudio, encaja en el Grupo Tera, correspondiente a las secuencias de depósito 1 y 2, cerca del límite con el Jurásico marino. Más en concreto, la zona de estudio se corresponde con la Fm. Magaña, depositada en un sistema fluvial meandriforme, con depósitos de relleno de canal (point-bars arenosos y niveles de conglomerados), depósitos de crevasse y lutitas de llanura de inundación con abundantes niveles de paleosuelos. En el sector suroriental las potencias son de hasta 121 m, mientras que en el noroccidental llegan a los 370 m (González-Acebrón et al., 2007).
La cuenca de Cameros se invierte, como el resto de la Cordillera Ibérica, durante la Orogenia Alpina (Casas-Sainz y Simón-Gómez, 1992; Mas et al., 1993; Guimerà et al., 1995). Más concretamente, esta inversión tiene lugar durante el Paleógeno y el Mioceno Inferior y Medio, quedando incluida esta cuenca la lámina de cabalgamiento de Cameros, que se encuentra limitada por un cabalgamiento principal de 120 km en la parte norte y por un sistema de pliegues y cabalgamientos en la zona sur de la cuenca (Guimerá et al., 1995). Su geometría es la de un gran pop-up (Fig. 2) limitado al norte y sur por grandes sinclinales.
En el corte de la figura 2 se puede observar que en el sector norte el cabalgamiento principal se encuentra dividido en diferentes superficies imbricadas, con lentejones en las que los materiales post-rift se depositan directamente sobre el zócalo paleozoico. En la zona sur, se produce un retrocabalgamiento de basamento y el cabalgamiento de San Marcos pone en contacto los materiales de la secuencia sin-rift con la Cuenca de Almazán (Liesa et al., 2018). El acortamiento total a través de la sierra de Cameros se ha estimado en unos 33 km (Guimerà et al., 1995).
En el sector oriental de la Cuenca de Cameros gran parte de los materiales han sido afectado por metamorfismo de grado bajo o muy bajo, una de las peculiaridades de este sector de la Cordillera Ibérica. El metamorfismo fue originalmente atribuido al enterramiento, debido a los grandes espesores de material acumulados en la cuenca durante la etapa de sin-rift. (Guiraud y Seguret, 1985; Goldberg et al., 1988; Casas-Sainz, 1992; Mata et al., 2001; Del Río et al., 2009; Casas et al., 2012). Posteriormente otros autores han propuesto que el metamorfismo tiene un origen hidrotermal y que es aloquímico (Casquet et al., 1992; Barrenechea et al., 1995, 2001; Mantilla-Figueroa et al., 1998; Alonso-Azcárate et al., 1999; Ochoa et al., 2007; González-Acebrón et al., 2011, 2012).
Según estos autores, el metamorfismo más importante presentaría una edad Albiense-Coniaciense, mientras que durante el Eoceno tendría lugar un proceso metamórfico de menor entidad (Mantilla-Figueroa et al., 2002). Omodeo-Salé et al. (2017) han medido el índice de reflectancia de la vitrinita para estudiar la evolución de la cuenca y hallar las temperaturas alcanzadas en la misma, además de estudiar las inclusiones fluidas, evidencia directa de la circulación de fluidos en el pasado. La subsidencia inicial ocurrió entre el Titoniense y el Albiense temprano (150 a 110 Ma), a lo que le siguió una subsidencia térmica hasta finales del Cretácico. En esta primera etapa de subsidencia se pueden diferenciar dos fases diferentes (de 150.8 a 142.3 Ma para la primera y de 129 a 108.7 Ma para la segunda), relacionadas con la apertura del Atlántico Norte y de la Bahía de Vizcaya. Estas edades no coinciden con las estimaciones de edad para el primer evento metamórfico, que tendría lugar después de esta etapa de subsidencia.
Se han estimado unos flujos de calor máximos de 60 – 65 mW/m2 para el final de la etapa de extensión, lo que no sería compatible con las altas temperaturas indicadas por los índices de reflectancia de la vitrinita. Además, la distribución de estos índices no muestra correlación con la profundidad de los sedimentos, lo que parece descartar la teoría del metamorfismo de enterramiento. De hecho, algunos de los índices más elevados aparecen en niveles estratigráficos elevados. Esto parece indicar, junto con los datos de inclusiones fluidas, que hubo circulación de fluidos calientes durante la evolución de la cuenca y que la permeabilidad y fracturación y fallas de la serie estratigráfica fueron los parámetros que realmente controlaron la distribución anómala de temperaturas.
Esta circulación de fluidos calientes se relaciona con los dos eventos metamórficos reconocidos en la Cuenca de Cameros. En el caso del evento del Eoceno temprano-medio, estos fluidos pudieron liberarse de la fusión de la base de la corteza durante el proceso de orogénesis, con las fallas inversas funcionando como conductos para los mismos, mientras que el origen del evento Cretácico no ha sido determinado todavía. Algunos autores lo han relacionado con la apertura del Golfo de Vizcaya (e.g. Vegas et al., 1996) y en otros dominios cercanos como la cuenca Vasco-Cantábrica se ha relacionado con la hiperextensión litosférica y la denudación mantélica durante el régimen extensional (Lagabrielle et al., 2010). No obstante, no parece que estas hipótesis puedan corresponderse con el caso de la Cuenca de Cameros, pues las bajas anomalías térmicas no son compatibles con un proceso de estas características.
METODOLOGÍA
El trabajo de campo se realizó en el interior y en las inmediaciones de la mina de Candelaria. Este consistió en la toma de medidas estructurales y toma de muestras de la roca encajante y de la mineralización, tanto del interior como del exterior de la mina, en las escombreras. Además, se cartografió el interior de la mina empleando un medidor láser, prestando especial atención a la capa mineralizada.
En cuanto al trabajo de gabinete, en primer lugar, se realizó la selección y procesado de las muestras para la realización de láminas delgadas, que fueron realizadas por el Servicio de Preparación de Rocas y Materiales Duros de la Universidad de Zaragoza. El análisis microscópico fue llevado a cabo en el Departamento de Ciencias de la Tierra con un microscopio binocular doble de polarización (modelo Kern-POL-185), que permite observar tanto los minerales translúcidos como los opacos. Las fotografías se tomaron con una cámara digital Olympus CW5060 acoplada a un microscopio doble Olympus BX41. Una vez examinadas todas las muestras, se eligieron algunas de ellas para analizar con un microscopio electrónico de barrido de emisión de campo (FESEM) perteneciente al Servicio de Microscopía Electrónica de Materiales, en la Escuela de Ingeniería y Arquitectura de la Universidad de Zaragoza. El modelo es un Carl Zeiss MERLIN, con una resolución espacial de 0,8 nm.
RESULTADOS
Mina de Candelaria
La explotación del yacimiento de Candelaria se realizó mediante un sistema de galerías (Fig. 3). La galería principal, por la que se accede a través de la boca de la mina (Fig. 3A), es recta y tiene unos 80 metros de largo, con una anchura de 2 metros y una altura de 2 a 2.5 metros aproximadamente, con una sección abovedada. Se encuentra a una cota a 1.070 metros sobre el nivel del mar, que se mantiene constante a lo largo de la galería. A los 15 metros de la entrada, a la derecha, existe un pozo vertical para acceder a una galería inferior.
Las labores mineras están excavadas en una arenisca de grano grueso a microconglomerática de color grisáceo-ocre, en niveles tabulares y con estratos de potencia decimétrica. Su dirección y buzamiento es 040/59ºE. Las labores mineras tienen la misma dirección que la estratificación.
No obstante, la capa en que encaja la mineralización y que fue objeto de la explotación es un nivel de pizarras laminadas negras, con gran cantidad de materia orgánica (Fig. 3C). La capa se encuentra en el hastial oeste de la galería, a los pocos metros de la boca de la mina, con una potencia centimétrica. En algunas zonas aparecen llamativos filones y boudins de cuarzo y calcita en el nivel de pizarras (Fig. 3B)
En el interior de las galerías se han desarrollados abundantes y llamativos minerales de cobre supergénico como malaquita o azurita en el encajante (Figs. 3D, F). Son muy característicos los pequeños espeleotemas de colores azulados y verdosos que aparecen en la mina, tales como estalactitas (Fig. 3D), banderas y gours (Fig. 3E). Además, a pocos metros del final de la galería existe una zona con un gran desarrollo de dendritas de óxidos de manganeso (Fig. 3G).
Roca encajante
La roca encajante más abundante es un microconglomerado muy cementados con cantos redondeados y subesféricos de un tamaño medio de 4 mm y tamaños máximos de 1.5 cm, muy bien seleccionados. Son polimícticos, apareciendo clastos de colores blancos (cuarzo) y grises oscuros, y también existen algunos con coloraciones rojizas. Según Pettijohn (1975), se trataría de conglomerados epiclásticos, soportados por el esqueleto (ortoconglomerados) y con más de un 10 % de clastos inestables. Al presentar clastos redondeados, se clasificarían como pudingas.
Al microscopio, se observa que el esqueleto está formado por cantos de cuarzo policristalino (75 %) y fragmentos líticos (25 %). La matriz, que supone un 15 % del total de la roca, está formada además por cuarzo monocristalino, feldespato potásico, carbonatos y plagioclasa, junto con turmalina, rutilo, circón y monacita-Ce como minerales accesorios. También hay presencia de materia orgánica y pirita sedimentaria. El cuarzo es el mineral más abundante en el esqueleto, en el que aparece principalmente como cantos formados por gran cantidad de cristales (cuarzo policristalino), es decir, proviene de fragmentos de rocas cuarcíticas (Fig. 4A). En la matriz también es abundante y suele aparecer como cuarzo monocristalino con tamaños menores a 1 mm, además de rellenar huecos como cemento (Fig. 4B). En asociación con la mineralización aparecen venas con cristales de cuarzo que gradan desde los 4 mm a tamaños micrométricos (Fig. 4B) y bandeados de moscovita con tamaños de hasta 300 µm (Fig.4C-D) En cuanto a los fragmentos líticos, se trata de pizarras (Fig. 4A), cuyos minerales identificables son cuarzo y moscovita con tamaños de grano de menos de 100 µm.
Los carbonatos, principalmente calcita, son muy abundantes en la matriz y como relleno de fracturas, formado venas (Fig. 4E) que pueden llegar a ser decimétricas. En ocasiones aparecen parcialmente sericitizados (Fig. 4B). El feldespato potásico aparece sin maclar y con un aspecto anubarrado por alteración a minerales de la arcilla, (Fig. 4F). La plagioclasa es bastante escasa. González-Acebrón (2009) ha determinado que las plagioclasas y feldespatos potásicos de la Fm. Magaña han sufrido un proceso de albitización relacionado con el enterramiento profundo, y los cementos de calcita podrían ser un subproducto de este proceso.
En cuanto a los minerales accesorios, se trata de minerales detríticos con elevada resistencia a la meteorización. La turmalina es subidiomorfa, con tamaños de hasta 300 µm (Fig. 4C y F) y el rutilo y el circón aparecen como pequeños cristales con formas irregulares o redondeadas, respectivamente. La monacita es rica en cerio (monacita-Ce) y aparece como cristales redondeados de menos de 3 µm, que se han reconocido con el microscopio electrónico. Presenta porcentajes en peso de cerio de hasta un 27 %, seguidos por un 15 % de lantano, 10 % de neodimio y de praseodimio y cantidades menores de torio, samario, cobre, calcio, estroncio, hierro y plata. También existen niveles enriquecidos en materia orgánica, como muestra la presencia de restos vegetales con textura celular (Fig. 4G). Esta se habría transformado en vitrinita, pero no habría alcanzado las condiciones de temperatura necesarias, entre 380 °C y 450 °C, para formar grafito (Diessel y Offler, 1975). Aparece en bandas milimétricas deformadas de color oscuro de hasta 0.5 mm (Fig. 4H). Además, hay presencia de pirita sedimentaria, aunque se explicará en el apartado siguiente.
Las areniscas son más escasas. Presentan una buena selección granulométrica.s (Fig. 4F), con un tamaño medio de 400 µm. Según la clasificación de Pettijohn et al. (1987), se tratarían de arenitas por contener menos de un 15 % de matriz (12 %) y concretamente se trataría de subarcosas con Qtz75-80 Fds17-20 FR3-5.
Descripción del yacimiento mineral
La morfología del yacimiento mineral es lenticular. En cuanto a sus dimensiones, el lentejón tiene aproximadamente 60 metros de largo, llegando a alcanzar potencias de hasta 1.5 metros en la zona central, aunque suele ser de varias decenas de centímetros (Fig. 3). La mineralización es concordante con el encajante, con una dirección y buzamiento de 040/59ºE, y aparece de forma diseminada, aunque la mayor parte de esta ya fue extraída durante la etapa de explotación de la mina. Se trata de una mineralización estratoligada. No es un yacimiento aislado, pues se han localizado un total de diez explotaciones minerales que fueron explotadas en el pasado reciente en la zona de Camero Nuevo (Noval, 2020). Concretamente, en Gallinero de Cameros se encuentran otros pequeños yacimientos como el de La Turca o el de Serrana Segunda, que también ha sido estudiado. Aznar (2020) ha determinado que se trata de un yacimiento del mismo tipo que el de Candelaria.
Mineralización
La mineralización está formada principalmente por minerales de cobre: los de la serie tetraedrita-tenantita, calcopirita y bornita como minerales primarios, con covellita y malaquita como secundarios. Además, hay otros minerales que no son de cobre, entre los que destaca especialmente la arsenopirita por sus elevados tamaños de grano, y en menores proporciones se encuentran pirita, galena, goethita y hematites.
Tetraedrita-Tenantita (Cu,Fe)12Sb4S13 – (Cu,Fe)12As4S13
Se trata de una solución sólida cuyo término rico en antimonio es la tetraedrita y el rico en arsénico es la tenantita. La mayoría de las muestras se corresponden con el término rico en arsénico, la tenantita, aunque en un caso los análisis realizados en este mineral han detectado valores de antimonio de 9 % en peso. El cobre es el metal predominante, pero se han detectado sustituciones de hierro y zinc en su estructura de hasta el 8 y 5 %, respectivamente. Aparece en la mayoría de las muestras, siendo junto a la calcopirita el mineral de cobre más abundante en el yacimiento. Mayoritariamente, aparece como pequeñas masas de cristales idiomorfos-subidiomorfos, en ocasiones de hasta 200 µm (Fig. 5A). También se ha observado como diseminaciones intercrecido con la calcopirita, y en ocasiones está parcialmente reemplazada por este último mineral y por covellita (Fig. 5A, B, C).
Calcopirita CuFeS2
La calcopirita también es muy abundante y forma masas de cristales alotriomorfas que aparecen principalmente como diseminaciones en la matriz de la roca, aunque también se encuentra reemplazando parcialmente a clastos arcillosos y a sulfuros previos como la pirita o tenantita (Fig. 5B-C). Aparece frecuentemente asociada a este último mineral y como exsoluciones en la bornita (Fig. 5A). La mayoría de los cristales framboidales de pirita han sido reemplazados por calcopirita, a favor de pequeñas fracturas y en las zonas de contacto con las zonas recrecidas (Fig. 5E-F). Los análisis realizados no han detectado trazas de ningún otro elemento.
Arsenopirita FeAsS
Aparece en cristales aislados idiomorfos, con secciones rómbicas, que pueden llegar a los 4 mm, aunque son más frecuentes los que tienen alrededor de 1 mm (Fig. 5D). No presenta relaciones texturales con el resto de la mineralización. Los análisis han mostrado composiciones muy puras sin ningún tipo de zonación química en los cristales.
Bornita Cu5FeS4
La bornita forma agregados granulares que aparecen en venas mineralizadas de hasta 3 mm de anchura. Presenta exsoluciones lamelares de calcopirita y suele englobar a la tenantita (Fig. 5A). También es reemplazada por covellita. Presenta también una composición estequiométrica.
Pirita FeS2
Los agregados framboidales indican la presencia de pirita sedimentaria, con diámetros de menos de 30 µm. Estas piritas han sido parcialmente reemplazadas por goethita en las zonas de fractura y también por calcopirita y aparecen recrecidas por cristales idiomorfos de una segunda fase de pirita (Fig. 5E-F). En la figura 5B se observa cómo la calcopirita reemplaza parcialmente a cristales idiomorfos de esta pirita mediante un mecanismo acoplado de disolución-precipitación, evidenciado por la generación de numerosos poros en el mineral que está reemplazando. La segunda generación de pirita precipitó durante la etapa mineralizadora, formando cristales idiomorfos alrededor de las piritas framboidales diseminadas en la matriz, además de cristales idiomorfos aislados de mayores tamaños, alcanzando los 400 µm (Fig. 5F). No presenta trazas de arsénico, níquel o cobalto, como suele ser frecuente en este mineral.
Galena PbS
Es un mineral muy escaso, a pesar de que, como se ha comentado en la historia minera, esta mina fue declarada como de galena argentífera. Únicamente se ha observado rellenando pequeñas fracturas y entre límites de grano de la segunda pirita, acompañada también de calcopirita. Los análisis realizados tampoco han detectado plata en su composición.
Covellita CuS
Es un mineral común de origen secundario, que en las muestras aparece alterando a minerales de cobre previos, como bornita, calcopirita y tenantita. Se presenta como masas de cristales de hasta 200 µm de tamaño en los bordes y a favor de pequeñas fracturas en los minerales que reemplaza (Fig. 5A). Esta alteración, de tipo enriquecimiento supergénico, favorece el enriquecimiento en plata de este mineral, ya que en algunos análisis se ha detectado hasta un 3 % en peso de este metal en su estructura.
Malaquita Cu₂CO₃(OH)₂ y azurita Cu3(CO3)2(OH)2
La malaquita y la azurita son minerales secundarios de cobre, generados como consecuencia de la oxidación de los minerales primarios. Se utilizan como guía de exploración en yacimientos de cobre. En este caso, forma vistosas capas verdes y azules sobre las rocas, respectivamente, y también aparecen en espeleotemas dentro de la galería (Fig. 3D, F) y en pequeñas venas dentro de la roca encajante (Fig. 4E).
Minerales secundarios de hierro
Hematites Fe2O3 o goethita α-Fe3+O(OH) aparecen como resultado de la oxidación de los sulfuros. La goethita es más abundante y destaca especialmente reemplazando pseudomórficamente a una fase con secciones hexagonales-pentagonales, que podría tratarse de magnetita. Además, forma bandeados concéntricos que indican variaciones en la abundancia de hierro (Fig. 5H).
DISCUSIÓN
Secuencia paragenética
En la figura 6 se recoge la secuencia paragenética propuesta a partir de las observaciones realizadas al microscopio. La pirita framboidal tendría un origen sedimentario, mientras que las piritas de mayor tamaño se habrían formado como consecuencia de un proceso de movilización y reprecipitación durante el metamorfismo hidrotermal (Alonso-Azcárate, 1997). No obstante, son claramente previas a los sulfuros de cobre, pues aparecen parcialmente reemplazadas por los mismos (Fig. 5B). La tenantita idiomorfa (Fig. 5A) habría sido el primer mineral de cobre en cristalizar. A continuación, se habría producido la precipitación de bornita, que engloba algunos cristales de tenantita y genera exsoluciones de calcopirita (Fig. 5A). La precipitación de calcopirita se produce de forma coetánea a la de tenantita, ya que aparecen de forma intercrecida, aunque en ocasiones la calcopirita parece reemplazar a la tenantita, lo que indica que su precipitación se produjo durante un tiempo mayor (Fig. 5B-C). La precipitación de galena también se asocia a esta etapa, aunque debido a su escasez es complejo establecer sus relaciones texturales con el resto de los minerales. Finalmente, se habría producido la precipitación de arsenopirita, que tampoco muestra relaciones con otros minerales y es de un tamaño mucho mayor (Fig. 5D). Esta etapa final enriquecida en arsénico se ha reconocido también en otros yacimientos de este tipo (Cox et al., 2003).
Hipótesis genética
En una etapa posterior, tras los procesos erosivos originados por el levantamiento del Macizo de Cameros, el yacimiento habría sido expuesto a las condiciones superficiales y se habría producido la alteración supergénica de los sulfuros primarios, dando como resultados minerales como la covellita, la goethita, la hematites o la malaquita. En la covellita se ha reconocido un proceso de enriquecimiento supergénico en plata. (Figura 6)
Como se ha comentado en el apartado de metamorfismo, se ha propuesto la existencia de dos eventos de metamorfismo hidrotermal de grado muy bajo en la Cuenca de Cameros, que habrían llevado aparejada la circulación de fluidos con temperaturas de hasta 350ºC (Casquet et al. 1992). En el Grupo Tera se han medido inclusiones fluidas en fracturas que alcanzan Th de 300-400ºC (González-Acebrón, 2009). El origen del evento Eoceno ha sido relacionado con la fusión de la corteza inferior durante la orogénesis, pero el del Cretácico Superior no ha podido ser relacionado con ningún proceso de estas características (Omodeo-Salé et al., 2017).
Es muy probable que los yacimientos de cobre en esta zona se relacionen con estos eventos de metamorfismo hidrotermal, aunque con los datos disponibles es muy complicado asociar estas mineralizaciones a uno u otro evento hidrotermal. No obstante, es más probable que se relacionen con el evento más importante, que es el del Albiense-Coniaciense que, además, se corresponde con el periodo de extensión, en el que principalmente se forman este tipo de yacimientos. Parece descartable que ambos eventos sean causantes de la mineralización debido a las pequeñas dimensiones del yacimiento y a que existe un lapso de al menos 30 Ma entre ambos.
Sistema mineral
Un sistema mineral hidrotermal es el conjunto de todos los procesos geológicos y geodinámicos, a cualquier escala, que controlan la formación, evolución y preservación de los depósitos minerales (McCuaig y Hronsky, 2016). Este concepto, mucho más amplio que el de yacimiento mineral o fluido hidrotermal, engloba el motor o fuente de energía, el tiempo y duración de la mineralización, la fuente o fuentes del fluido mineralizador y de sus componentes, las vías o conductos (pathways) por donde circulan los fluidos, el lugar donde precipitan (trampas) y las modificaciones post-depósito. Desde esta perspectiva se va a tratar de realizar una caracterización completa del yacimiento de Candelaria. En la tabla 1 se recogen de forma resumida las características de este sistema mineral.
| Sistema mineral del yacimiento de Candelaria | |
| Fuente de energía | Gradiente de P y T por la acumulación de 6500 m de sedimentos |
| Tiempo y duración de la mineralización | Durante el evento metamórfico Albiense-Coniaciense |
| Fuente del fluido | Aguas connatas y meteóricas por infiltración |
| Fuente de los componentes | Cu: lavado de los sedimentos continentales oxidados |
| S: agua marina o Keuper | |
| Pathways | Fallas formadas durante el rifting Mesozoico |
| Trampas | Lentejones de pizarra, pirita previa, clastos pizarrosos y carbonatos |
| Modificaciones post-depósito | Alteración supergénica y generación de minerales secundarios |
- Fuente de energía: Durante la segunda etapa de rifting en la Cuenca Ibérica, entre el Titoniense y el Albiense, se produce el relleno sedimentario en la Cuenca de Cameros. Se trata de la cuenca más subsidente del conjunto de la Cuenca Ibérica para esta etapa (Mas et al., 1993, 2011), llegando a alcanzar los 6500 metros de espesor vertical en su depocentro. Esta gran subsidencia no llevó aparejada una gran anomalía térmica (Omodeo-Salé et al., 2017), capaz de causar el metamorfismo registrado en la zona, pero sí habría favorecido el establecimiento de un sistema de circulación convectivo en el seno de la cuenca que movilizó los fluidos presentes en los sedimentos. No hay evidencias de actividad ígnea en la cuenca, por lo que un flujo de calor originado por este proceso parece descartable.
- Tiempo y duración de la mineralización: La mineralización se relaciona con el evento de metamorfismo hidrotermal más importante en la Cuenca de Cameros, que tiene una edad Albiense-Coniaciense. La duración de la mineralización no es posible de estimar a partir del presente trabajo, pero probablemente ocurrió en un limitado periodo de tiempo debido a su limitado tonelaje y extensión.
- Fuente del fluido y sus componentes: Las aguas connatas presentes en los poros de los sedimentos de la Cuenca de Cameros pudieron removilizarse cuando se establecieron los gradientes de presión y temperatura que originaron el movimiento de fluidos. Además, es probable que las aguas meteóricas se infiltraran a través de los sistemas de fracturas preexistentes, llegando a elevadas profundidades y entrando en el sistema de circulación convectiva. Esta movilización de fluidos provocaría un lavado de los sedimentos continentales oxidados acumulados durante la etapa de rifting y un enriquecimiento en metales, especialmente cobre. En cuanto al azufre, al carecer esta cuenca de formaciones evaporíticas, es probable que su origen tenga que ver con la circulación de fluidos a través de la facies Keuper, ricas en evaporitas, que se encontrarían bajo la secuencia sedimentaria y que además funcionó como nivel de despegue para los cabalgamientos durante la orogenia Alpina. Esta disolución originaría densas salmueras capaces de movilizar al cobre a través de complejos clorurados según la siguiente ecuación, a pH moderados (Cox et al., 2003): Cu2O + 6 Cl– + 2 H+ = 2 CuCl32- + H2O
- Pathways: Los sedimentos de la Cuenca de Cameros se corresponden con formaciones fluviales y lacustres que en ocasiones presentan una porosidad y permeabilidad tal que permiten la circulación de los fluidos. No obstante, el Grupo Tera sufrió procesos de compactación y cementación muy intensos antes de la alteración hidrotermal (González-Acebrón, 2009), por lo que los fluidos habrían circulado preferentemente a través de las fallas generadas durante la etapa de rifting mesozoica.
- Trampas: La precipitación de los sulfuros de cobre estuvo relacionada principalmente con el ambiente reductor suministrado por los pequeños lentejones de sedimentos ricos en materia orgánica presentes en la cuenca, en el caso de la mina Candelaria el nivel de pizarras ricas en materia orgánica. Este mecanismo también se puede observar en la mina Serrana Segunda (Aznar, 2020). Al pasar a condiciones reductoras, los complejos que transportarían estos metales se desestabilizarían y precipitarían en estos niveles principalmente. No obstante, a menor escala se ha observado que los sulfuros precipitan favorecidos por la presencia de pirita sedimentaria y por clastos de pizarra, aunque el mecanismo de precipitación sería similar. También hay casos en los que la precipitación habría estado favorecida por la presencia de carbonatos (Fig. 4B). Al mismo tiempo, se ha observado que algunas zonas ricas en materia orgánica han quedado sin mineralizar (Fig. 4G-H).
- Modificaciones post-depósito: Tras la orogenia Alpina y el levantamiento del Macizo de Cameros, con la consiguiente erosión, la mineralización habría sido expuesta a las condiciones superficiales, lo que habría resultado en la alteración supergénica de la mineralización primaria y la generación de minerales secundarios a partir de la oxidación de los sulfuros de cobre, dando a las rocas cercanas unas coloraciones llamativas que habrían motivado el descubrimiento de la mina.
Las condiciones para la formación de este sistema mineral no son demasiado limitadas, por lo que los depósitos de este tipo son bastante abundantes. No obstante, para la formación de yacimientos gigantes y supergigantes, que sean rentables a nivel económico, se necesitan una serie de condicionantes extra que provocan que solo existan tres ejemplos de supergigantes en todo el mundo. Es necesaria la presencia de evaporitas a techo de la cuenca, que funcionen como sellado para el sistema de circulación convectivo, de forma que se puedan mantener las condiciones favorables para circulación y precipitación de fluidos durante decenas o centenares de millones de años. Además, estos grandes depósitos se formaron en el Neoproterozoico tardío y Pérmico, épocas de rupturas supercontinentales y de grandes eventos de glaciación, que se relacionan con océanos ricos en magnesio y sulfatos que incrementarían la disponibilidad de azufre en las salmueras (Hitzman et al., 2010).
Modelo de yacimiento
Candelaria se trata de un yacimiento encajado en un nivel de pizarras y, en menor medida, microconglomerados de la Fm. Magaña (Grupo Tera), que se sedimentaron en un sistema fluvial meandriforme (González-Acebrón et al., 2007). En cuanto al ambiente tectónico, se trata de un rift abortado, que estuvo activo entre el Titoniense y el Albiense y en el que se acumularon potencias de hasta 6.500 metros de sedimento. La mineralogía primaria está formada por sulfuros de cobre, fundamentalmente calcopirita y tenantita, con cantidades menores de bornita, pirita y arsenopirita. En cuanto a las texturas, aparecen reemplazamientos de pirita sedimentaria, fragmentos de pizarras y fragmentos vegetales y rellenos a favor de grietas.
De entre los tipos de yacimientos de cobre más comunes, tales como los sulfuros masivos volcanogénicos (VMS), Cu encajado en sedimentos, skarns de Cu y pórfidos cupríferos, el segundo tipo encaja con el presente yacimiento. De acuerdo con Cox et al. (2003), se reconocen tres tipos diferentes de yacimientos de Cu encajados en sedimentos: encajados en pizarras; tipo Red Bed, en el que las capas reductoras se encuentran diseminadas en una secuencia detrítica continental; y tipo Revett, en los que el reductor es difuso y pueden ser hidrocarburos líquidos o gaseosos o gases ricos en azufre. El depósito de Candelaria es de tipo Red Bed.
Según Eugster (1989), las rocas encajantes contienen comúnmente restos de plantas (Fig. 4G) y las capas de evaporitas están presentes en algunas ocasiones, aunque no siempre. Las trampas reductoras suelen tener una extensión lateral reducida, lo que resulta en que los depósitos de este tipo suelan presentar pequeñas dimensiones. La principal diferencia con el modelo típico radica en la mineralogía, ya que el mineral principal es la calcosina, mientras que en Candelaria no se ha hallado. Además, el arsénico no suele ser abundante en este tipo de yacimientos y minerales como la tenantita o arsenopirita, abundantes en Candelaria, aparecen solo en algunos casos en una etapa hidrotermal tardía.
En la figura 7 se esquematiza el modelo de yacimiento propuesto para el yacimiento de Candelaria. Durante el Albiense – Coniaciense, se establecería una circulación convectiva de fluidos connatos y meteóricos a favor de gradientes de presión y temperatura en un ambiente de rift abortado. De esta forma, se produciría el lavado de los metales base de las secuencias continentales oxidadas. Por su parte, los sulfuros provendrían principalmente de la disolución de evaporitas en las facies Keuper, infrayacentes a las red beds. El ascenso de estas salmueras se produciría principalmente a través de las fallas extensionales, y al entrar en contacto con niveles reducidos en materia orgánica precipitarían los sulfuros. Los sedimentos post-rift podrían haber funcionado como sello para el establecimiento de este sistema de circulación convectivo.
CONCLUSIONES
- El yacimiento de Candelaria está formado principalmente por sulfuros y sulfosales de cobre, siendo los minerales más abundantes, por orden de abundancia: tenantita, calcopirita, bornita y arsenopirita, con muy poca galena. Aparecen como diseminaciones, en rellenos de fracturas y con texturas de reemplazamiento.
- El yacimiento encaja en pizarras ricas en materia orgánica, microconglomerados y areniscas de la Fm Magaña. La precipitación estuvo controlada por el ambiente reductor proporcionado por los fragmentos orgánicos, la pirita sedimentaria y los carbonatos presentes en las rocas.
- La mina Candelaria es un yacimiento estratiforme de cobre tipo Red Bed. El evento de mineralización está probablemente relacionado con el metamorfismo hidrotermal Albiense-Coniaciense, pero se requiere una investigación más en profundidad para su confirmación.
- La abundancia de minerales de arsénico es la característica más notable de la mina. En cuanto a la secuencia paragenética, la tenantita fue el primer mineral de cobre en precipitar, mientras que la arsenopirita fue el último, originando grandes cristales euhedrales.
- Un análisis isotópico de los minerales y el estudio de sus inclusiones fluidas serían útiles para caracterizar la naturaleza de los fluidos mineralizadores, la temperatura de formación y las etapas de mineralización.
AGRADECIMIENTOS
Me gustaría mostrar mi agradecimiento al Ilustre Colegio Oficial de Geólogos por haberme dado la oportunidad de publicar en la revista de Tierra y Tecnología. A mi tutora del Trabajo de Fin de Grado, María Isabel Fanlo González, por su supervisión y el interés mostrado. A la Asociación Mineralógica Aragonesa, por su acompañamiento en el trabajo de campo. Al Servicio de Preparación de Rocas y Materiales Duros, por la elaboración de las láminas delgadas. Al Servicio de Microscopía Electrónica de Materiales de la Universidad de Zaragoza, por el uso e instrucción en el manejo del SEM. Y a mis compañeros de grado por su apoyo y compañía.
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