{"id":13560,"date":"2023-04-25T10:49:01","date_gmt":"2023-04-25T10:49:01","guid":{"rendered":"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/?p=13560"},"modified":"2023-04-26T08:07:49","modified_gmt":"2023-04-26T08:07:49","slug":"caracterizacion-mineralogica-del-yacimiento-de-cobre-candelaria-gallinero-de-cameros-la-rioja","status":"publish","type":"post","link":"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/index.php\/2023\/04\/caracterizacion-mineralogica-del-yacimiento-de-cobre-candelaria-gallinero-de-cameros-la-rioja\/","title":{"rendered":"Caracterizaci\u00f3n mineral\u00f3gica del yacimiento de cobre Candelaria (Gallinero de Cameros, La Rioja)"},"content":{"rendered":"\n

<\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a><\/figure>\n\n\n\n

Autor: Alejandro Andr\u00e9s Escorihuela<\/strong><\/p>\n\n\n\n

URL LinkedIn: <\/strong>https:\/\/www.linkedin.com\/in\/alejandro-andr%C3%A9s-escorihuela-b415aa230\/<\/strong><\/a><\/p>\n\n\n\n

Direcci\u00f3n: Facultad de Ciencias: Edificio C \u2013 Geol\u00f3gicas. C\/ Pedro Cerbuna, 12, 50009 Zaragoza<\/strong><\/p>\n\n\n\n

Email: andresescorihuela@gmail.com<\/strong><\/p>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

RESUMEN<\/strong><\/p>\n\n\n\n

La mina Candelaria es una peque\u00f1a mina de cobre, situada en la Sierra de Cameros, que fue explotada a finales del siglo XIX. Durante el Titoniense-Albiense, la formaci\u00f3n de la Cuenca de Cameros produjo la deposici\u00f3n de m\u00e1s de 6.500 metros de sedimentos en ambientes continentales y transicionales. Despu\u00e9s de la orogenia alpina, las fallas normales que se hab\u00edan formado durante la etapa extensional se reactivaron como cabalgamientos y se form\u00f3 la Sierra de Cameros. La mineralizaci\u00f3n encaja en el Grupo Tera, que es la primera secuencia de dep\u00f3sito en la que se divide la cuenca, y que consiste en sulfuros y sulfosales de cobre, principalmente tenantita, calcopirita y bornita, y tambi\u00e9n arsenopirita, con covellita, azurita y malaquita superg\u00e9nicas. La tenantita fue el primer mineral de cobre en formarse, mientras que la arsenopirita fue probablemente la \u00faltima en precipitar. Se cree que el evento mineralizador est\u00e1 relacionado con el evento de metamorfismo hidrotermal Albiense-Coniaciense, aunque su origen todav\u00eda es incierto. Las caracter\u00edsticas de la mineralizaci\u00f3n permiten clasificarla como un dep\u00f3sito estratiforme de cobre encajado en sedimentos de tipo Red Bed.<\/p>\n\n\n\n

Palabras clave: <\/strong>Cameros, cobre, estratiforme, mineralizaci\u00f3n, Red  Bed<\/p>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

INTRODUCCI\u00d3N<\/strong><\/p>\n\n\n\n

El objetivo principal del presente trabajo es el estudio geol\u00f3gico y mineral\u00f3gico del yacimiento de cobre de Candelaria (Gallinero de Cameros, La Rioja),. Se ha cartografiado el interior de la mina y se ha estudiado su parag\u00e9nesis mineral. Finalmente, a partir del estudio bibliogr\u00e1fico del contexto geol\u00f3gico en el que se sit\u00faa la mineralizaci\u00f3n y sus texturas y mineralog\u00eda se ha propuesto un sistema mineral y modelo de yacimiento para el dep\u00f3sito.<\/p>\n\n\n\n

A finales del siglo XIX, surgieron peque\u00f1as explotaciones para el aprovechamiento de filones metal\u00edferos en la Sierra de Cameros. La mina Candelaria, objeto de este trabajo, fue explotada en 1889 por Braulio de Pablo tras la autorizaci\u00f3n por el Gobierno Civil de la provincia de Logro\u00f1o\u201d. En los archivos municipales de Gallinero de Cameros se describe como una mina de \u201cplomo argent\u00edfero (Noval et al., 2018)., sin embargo, como se mostrar\u00e1 posteriormente, los minerales explotados no son de plomo, sino de cobre.<\/p>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

CONTEXTO GEOGR\u00c1FICO Y GEOLOGICO<\/strong><\/p>\n\n\n\n

La mina Candelaria se sit\u00faa 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 Ib\u00e9rica. La boca de la mina se sit\u00faa 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.<\/p>\n\n\n\n

La Sierra de Cameros se encuentra situada en la Cordillera Ib\u00e9rica, 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 deformaci\u00f3n total moderada, con presencia muy escasa de metamorfismo y esquistosidad alpina. Durante el Mesozoico, la sedimentaci\u00f3n 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 (P\u00e9rmico superior a Hettangiense y Jur\u00e1sico Superior a Cret\u00e1cico Inferior), seguidos de dos periodos de post-rift, con subsidencia asociada a la contracci\u00f3n t\u00e9rmica de la litosfera (Jur\u00e1sico Inferior-Medio y Cret\u00e1cico Superior) (Salas y Casas, 1993; Van Wees et al<\/em>., 1998; Capote et al<\/em>., 2002). La sedimentaci\u00f3n mesozoica se produce en una plataforma relativamente homog\u00e9nea, pero a partir de la segunda etapa de rifting tiene lugar la compartimentaci\u00f3n de esta en los dominios paleogeogr\u00e1ficos noroccidental (Cameros), central, suroriental (Cuenca Sudib\u00e9rica), y oriental (Maestrazgo) (Soria et al<\/em>., 2000). El dominio de Cameros estar\u00e1 relacionado con la apertura del Golfo de Vizcaya y la Cuenca Vasco-Cant\u00e1brica, con polaridad norte, mientras que los dem\u00e1s dominios estar\u00e1n relacionados con el mar de Tetis, hacia el este. La inversi\u00f3n tect\u00f3nica de las cuencas comienza alrededor del l\u00edmite Mesozoico \u2013 Cenozoico, cuando la compresi\u00f3n relacionada con el acercamiento de las placas Ib\u00e9rica, Euroasi\u00e1tica y Africana produce la reactivaci\u00f3n de las fallas tardiherc\u00ednicas y mesozoicas previas a fallas inversas.<\/p>\n\n\n\n

El Macizo de Cameros-Demanda se sit\u00faa en la parte m\u00e1s noroccidental de la Cordillera Ib\u00e9rica, y est\u00e1 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 est\u00e1 constituida por materiales mesozoicos que toman el Tri\u00e1sico como nivel de despegue de los cabalgamientos (Liesa et al.,<\/em> 2018). Hacia el este, la cuenca est\u00e1 limitada por el macizo del Moncayo, mientras que al norte y al sur se sit\u00faan las cuencas cenozoicas del Ebro y Almaz\u00e1n, respectivamente (Fig. 1A). Durante la segunda etapa de rifting en la Cuenca Ib\u00e9rica, se produce el relleno sedimentario en la Cuenca de Cameros. Esta sedimentaci\u00f3n tiene lugar desde el Titoniense al Albiense, sobre un sustrato Jur\u00e1sico 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 dep\u00f3sito, que se organizan en los grupos Tera, Oncala, Urbi\u00f3n, Enciso y Oliv\u00e1n (Mas et al.<\/em>, 2002; 2004; 2011) (Fig. 1B). Los medios de sedimentaci\u00f3n son predominantemente fluviales para los grupos Tera, Urbi\u00f3n y Oliv\u00e1n y lacustres para los grupos Oncala y Enciso. Por encima de la secuencia sinrift aparecen la Fm. Utrillas (Mu\u00f1oz et al<\/em>., 1997) y los carbonatos del Cret\u00e1cico superior, bastante abundantes en la zona sur de la cuenca (Fig. 1A).<\/p>\n\n\n\n

El yacimiento mineral objeto de estudio, encaja en el Grupo Tera, correspondiente a las secuencias de dep\u00f3sito 1 y 2, cerca del l\u00edmite con el Jur\u00e1sico marino. M\u00e1s en concreto, la zona de estudio se corresponde con la Fm. Maga\u00f1a, depositada en un sistema fluvial meandriforme, con dep\u00f3sitos de relleno de canal (point-bars arenosos y niveles de conglomerados), dep\u00f3sitos de crevasse y lutitas de llanura de inundaci\u00f3n 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 (Gonz\u00e1lez-Acebr\u00f3n et al.,<\/em> 2007).<\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
Fig. 1: A) Mapa geol\u00f3gico de las sierras de Cameros y Demanda. La localizaci\u00f3n de Gallinero de Cameros se indica con una estrella roja (modificado de Garc\u00eda-Lasanta et al., 2013). B) Columna cronoestratigr\u00e1fica de la Cuenca de Cameros, en el que aparece el Jur\u00e1sico Superior de la cuenca y el relleno sin-rift del Titoniense-Albiense, dividido en 8 secuencias de dep\u00f3sito (Mas et al., 2011).<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

La cuenca de Cameros se invierte, como el resto de la Cordillera Ib\u00e9rica, durante la Orogenia Alpina (Casas-Sainz y Sim\u00f3n-G\u00f3mez, 1992; Mas et al., 1993; Guimer\u00e0 et al., 1995). M\u00e1s concretamente, esta inversi\u00f3n tiene lugar durante el Pale\u00f3geno y el Mioceno Inferior y Medio, quedando incluida esta cuenca la l\u00e1mina 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 (Guimer\u00e1 et al.,<\/em> 1995). Su geometr\u00eda es la de un gran pop-up (Fig. 2) limitado al norte y sur por grandes sinclinales.<\/p>\n\n\n\n

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 z\u00f3calo 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 Almaz\u00e1n (Liesa et al<\/em>., 2018). El acortamiento total a trav\u00e9s de la sierra de Cameros se ha estimado en unos 33 km (Guimer\u00e0 et al.<\/em>, 1995). <\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
Fig. 2: Corte geol\u00f3gico del sector oriental de la Sierra de Cameros en su estado actual, tras la inversi\u00f3n tect\u00f3nica alpina (Liesa et al., 2018).<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

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 Ib\u00e9rica. 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.<\/em>, 1988; Casas-Sainz, 1992; Mata et al<\/em>., 2001; Del R\u00edo et al.,<\/em> 2009; Casas et al<\/em>., 2012). Posteriormente otros autores han propuesto que el metamorfismo tiene un origen hidrotermal y que es aloqu\u00edmico (Casquet et al.,<\/em> 1992; Barrenechea et al.,<\/em> 1995, 2001; Mantilla-Figueroa et al.,<\/em> 1998; Alonso-Azc\u00e1rate et al.,<\/em> 1999; Ochoa et al.,<\/em> 2007; Gonz\u00e1lez-Acebr\u00f3n et al.<\/em>, 2011, 2012).<\/p>\n\n\n\n

Seg\u00fan estos autores, el metamorfismo m\u00e1s importante presentar\u00eda una edad Albiense-Coniaciense, mientras que durante el Eoceno tendr\u00eda lugar un proceso metam\u00f3rfico de menor entidad (Mantilla-Figueroa et al.<\/em>, 2002). Omodeo-Sal\u00e9 et al.<\/em> (2017) han medido el \u00edndice de reflectancia de la vitrinita para estudiar la evoluci\u00f3n de la cuenca y hallar las temperaturas alcanzadas en la misma, adem\u00e1s de estudiar las inclusiones fluidas, evidencia directa de la circulaci\u00f3n de fluidos en el pasado. La subsidencia inicial ocurri\u00f3 entre el Titoniense y el Albiense temprano (150 a 110 Ma), a lo que le sigui\u00f3 una subsidencia t\u00e9rmica hasta finales del Cret\u00e1cico. 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 Atl\u00e1ntico Norte y de la Bah\u00eda de Vizcaya. Estas edades no coinciden con las estimaciones de edad para el primer evento metam\u00f3rfico, que tendr\u00eda lugar despu\u00e9s de esta etapa de subsidencia.<\/p>\n\n\n\n

Se han estimado unos flujos de calor m\u00e1ximos de 60 – 65 mW\/m2<\/sup> para el final de la etapa de extensi\u00f3n, lo que no ser\u00eda compatible con las altas temperaturas indicadas por los \u00edndices de reflectancia de la vitrinita. Adem\u00e1s, la distribuci\u00f3n de estos \u00edndices no muestra correlaci\u00f3n con la profundidad de los sedimentos, lo que parece descartar la teor\u00eda del metamorfismo de enterramiento. De hecho, algunos de los \u00edndices m\u00e1s elevados aparecen en niveles estratigr\u00e1ficos elevados. Esto parece indicar, junto con los datos de inclusiones fluidas, que hubo circulaci\u00f3n de fluidos calientes durante la evoluci\u00f3n de la cuenca y que la permeabilidad y fracturaci\u00f3n y fallas de la serie estratigr\u00e1fica fueron los par\u00e1metros que realmente controlaron la distribuci\u00f3n an\u00f3mala de temperaturas.<\/p>\n\n\n\n

Esta circulaci\u00f3n de fluidos calientes se relaciona con los dos eventos metam\u00f3rficos reconocidos en la Cuenca de Cameros. En el caso del evento del Eoceno temprano-medio, estos fluidos pudieron liberarse de la fusi\u00f3n de la base de la corteza durante el proceso de orog\u00e9nesis, con las fallas inversas funcionando como conductos para los mismos, mientras que el origen del evento Cret\u00e1cico no ha sido determinado todav\u00eda. Algunos autores lo han relacionado con la apertura del Golfo de Vizcaya (e.g. Vegas et al.<\/em>, 1996) y en otros dominios cercanos como la cuenca Vasco-Cant\u00e1brica se ha relacionado con la hiperextensi\u00f3n litosf\u00e9rica y la denudaci\u00f3n mant\u00e9lica durante el r\u00e9gimen extensional (Lagabrielle et al.,<\/em> 2010). No obstante, no parece que estas hip\u00f3tesis puedan corresponderse con el caso de la Cuenca de Cameros, pues las bajas anomal\u00edas t\u00e9rmicas no son compatibles con un proceso de estas caracter\u00edsticas.<\/p>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

METODOLOG\u00cdA<\/strong><\/p>\n\n\n\n

El trabajo de campo se realiz\u00f3 en el interior y en las inmediaciones de la mina de Candelaria. Este consisti\u00f3 en la toma de medidas estructurales y toma de muestras de la roca encajante y de la mineralizaci\u00f3n, tanto del interior como del exterior de la mina, en las escombreras. Adem\u00e1s, se cartografi\u00f3 el interior de la mina empleando un medidor l\u00e1ser, prestando especial atenci\u00f3n a la capa mineralizada.<\/p>\n\n\n\n

En cuanto al trabajo de gabinete, en primer lugar, se realiz\u00f3 la selecci\u00f3n y procesado de las muestras para la realizaci\u00f3n de l\u00e1minas delgadas, que fueron realizadas por el Servicio de Preparaci\u00f3n de Rocas y Materiales Duros de la Universidad de Zaragoza. El an\u00e1lisis microsc\u00f3pico fue llevado a cabo en el Departamento de Ciencias de la Tierra con un microscopio binocular doble de polarizaci\u00f3n (modelo Kern-POL-185), que permite observar tanto los minerales transl\u00facidos como los opacos. Las fotograf\u00edas se tomaron con una c\u00e1mara 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 electr\u00f3nico de barrido de emisi\u00f3n de campo (FESEM) perteneciente al Servicio de Microscop\u00eda Electr\u00f3nica de Materiales, en la Escuela de Ingenier\u00eda y Arquitectura de la Universidad de Zaragoza. El modelo es un Carl Zeiss MERLIN, con una resoluci\u00f3n espacial de 0,8 nm.<\/p>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

RESULTADOS<\/strong><\/p>\n\n\n\n

Mina de Candelaria<\/strong><\/p>\n\n\n\n

La explotaci\u00f3n del yacimiento de Candelaria se realiz\u00f3 mediante un sistema de galer\u00edas (Fig. 3). La galer\u00eda principal, por la que se accede a trav\u00e9s 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 secci\u00f3n abovedada. Se encuentra a una cota a 1.070 metros sobre el nivel del mar, que se mantiene constante a lo largo de la galer\u00eda. A los 15 metros de la entrada, a la derecha, existe un pozo vertical para acceder a una galer\u00eda inferior.<\/p>\n\n\n\n

Las labores mineras est\u00e1n excavadas en una arenisca de grano grueso a microconglomer\u00e1tica de color gris\u00e1ceo-ocre, en niveles tabulares y con estratos de potencia decim\u00e9trica. Su direcci\u00f3n y buzamiento es 040\/59\u00baE. Las labores mineras tienen la misma direcci\u00f3n que la estratificaci\u00f3n.<\/p>\n\n\n\n

No obstante, la capa en que encaja la mineralizaci\u00f3n y que fue objeto de la explotaci\u00f3n es un nivel de pizarras laminadas negras, con gran cantidad de materia org\u00e1nica (Fig. 3C). La capa se encuentra en el hastial oeste de la galer\u00eda, a los pocos metros de la boca de la mina, con una potencia centim\u00e9trica. En algunas zonas aparecen llamativos filones y boudins de cuarzo y calcita en el nivel de pizarras (Fig. 3B)<\/p>\n\n\n\n

En el interior de las galer\u00edas se han desarrollados abundantes y llamativos minerales de cobre superg\u00e9nico como malaquita o azurita en el encajante (Figs. 3D, F). Son muy caracter\u00edsticos los peque\u00f1os espeleotemas de colores azulados y verdosos que aparecen en la mina, tales como estalactitas (Fig. 3D), banderas y gours (Fig. 3E). Adem\u00e1s, a pocos metros del final de la galer\u00eda existe una zona con un gran desarrollo de dendritas de \u00f3xidos de manganeso (Fig. 3G). <\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
Fig. 3: Esquema de la galer\u00eda principal de la mina Candelaria, con indicaci\u00f3n de los puntos donde fueron tomadas las muestras, y fotograf\u00edas de espeleotemas y dendritas. A) Boca de la mina. B) Nivel de pizarras negras, con detalle del boudinage de cuarzo. C) Vista de la galer\u00eda en el punto de mayor anchura de la mineralizaci\u00f3n. D) Peque\u00f1as estalactitas de carbonato formadas en varios puntos de la galer\u00eda. E) Gours de peque\u00f1a escala al final de la galer\u00eda. F) Peque\u00f1a bandera de formaci\u00f3n incipiente, te\u00f1ida de azul por la presencia de azurita. G) Dendritas de \u00f3xidos de manganeso en areniscas de grano fino.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

Roca encajante<\/strong><\/p>\n\n\n\n

La roca encajante m\u00e1s abundante es un microconglomerado muy cementados con cantos redondeados y subesf\u00e9ricos de un tama\u00f1o medio de 4 mm y tama\u00f1os m\u00e1ximos de 1.5 cm, muy bien seleccionados. Son polim\u00edcticos, apareciendo clastos de colores blancos (cuarzo) y grises oscuros, y tambi\u00e9n existen algunos con coloraciones rojizas. Seg\u00fan Pettijohn (1975), se tratar\u00eda de conglomerados epicl\u00e1sticos, soportados por el esqueleto (ortoconglomerados) y con m\u00e1s de un 10 % de clastos inestables. Al presentar clastos redondeados, se clasificar\u00edan como pudingas.<\/p>\n\n\n\n

Al microscopio, se observa que el esqueleto est\u00e1 formado por cantos de cuarzo policristalino (75 %) y fragmentos l\u00edticos (25 %). La matriz, que supone un 15 % del total de la roca, est\u00e1 formada adem\u00e1s por cuarzo monocristalino, feldespato pot\u00e1sico, carbonatos y plagioclasa, junto con turmalina, rutilo, circ\u00f3n y monacita-Ce como minerales accesorios. Tambi\u00e9n hay presencia de materia org\u00e1nica y pirita sedimentaria. El cuarzo es el mineral m\u00e1s 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 cuarc\u00edticas (Fig. 4A). En la matriz tambi\u00e9n es abundante y suele aparecer como cuarzo monocristalino con tama\u00f1os menores a 1 mm, adem\u00e1s de rellenar huecos como cemento (Fig. 4B). En asociaci\u00f3n con la mineralizaci\u00f3n aparecen venas con cristales de cuarzo que gradan desde los 4 mm a tama\u00f1os microm\u00e9tricos (Fig. 4B) y bandeados de moscovita con tama\u00f1os de hasta 300 \u00b5m (Fig.4C-D) En cuanto a los fragmentos l\u00edticos, se trata de pizarras (Fig. 4A), cuyos minerales identificables son cuarzo y moscovita con tama\u00f1os de grano de menos de 100 \u00b5m.<\/p>\n\n\n\n

Los carbonatos, principalmente calcita, son muy abundantes en la matriz y como relleno de fracturas, formado venas (Fig. 4E) que pueden llegar a ser decim\u00e9tricas. En ocasiones aparecen parcialmente sericitizados (Fig. 4B). El feldespato pot\u00e1sico aparece sin maclar y con un aspecto anubarrado por alteraci\u00f3n a minerales de la arcilla, (Fig. 4F). La plagioclasa es bastante escasa. Gonz\u00e1lez-Acebr\u00f3n (2009) ha determinado que las plagioclasas y feldespatos pot\u00e1sicos de la Fm. Maga\u00f1a han sufrido un proceso de albitizaci\u00f3n relacionado con el enterramiento profundo, y los cementos de calcita podr\u00edan ser un subproducto de este proceso.<\/p>\n\n\n\n

En cuanto a los minerales accesorios, se trata de minerales detr\u00edticos con elevada resistencia a la meteorizaci\u00f3n. La turmalina es subidiomorfa, con tama\u00f1os de hasta 300 \u00b5m (Fig. 4C y F) y el rutilo y el circ\u00f3n aparecen como peque\u00f1os cristales con formas irregulares o redondeadas, respectivamente. La monacita es rica en cerio (monacita-Ce) y aparece como cristales redondeados de menos de 3 \u00b5m, que se han reconocido con el microscopio electr\u00f3nico. 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. Tambi\u00e9n existen niveles enriquecidos en materia org\u00e1nica, como muestra la presencia de restos vegetales con textura celular (Fig. 4G). Esta se habr\u00eda transformado en vitrinita, pero no habr\u00eda alcanzado las condiciones de temperatura necesarias, entre 380 \u00b0C y 450 \u00b0C, para formar grafito (Diessel y Offler, 1975). Aparece en bandas milim\u00e9tricas deformadas de color oscuro de hasta 0.5 mm (Fig. 4H). Adem\u00e1s, hay presencia de pirita sedimentaria, aunque se explicar\u00e1 en el apartado siguiente.<\/p>\n\n\n\n

Las areniscas son m\u00e1s escasas. Presentan una buena selecci\u00f3n granulom\u00e9trica.s (Fig. 4F), con un tama\u00f1o medio de 400 \u00b5m. Seg\u00fan la clasificaci\u00f3n de Pettijohn et al.<\/em> (1987), se tratar\u00edan de arenitas por contener menos de un 15 % de matriz (12 %) y concretamente se tratar\u00eda de subarcosas con Qtz75-80<\/sub> Fds17-20<\/sub> FR3-5<\/sub>.<\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
Fig. 4: Fotograf\u00edas de l\u00e1minas delgadas del encajante de la mineralizaci\u00f3n. LTPP luz transmitida polarizada plana (microscopio \u00f3ptico), LTPC luz transmitida polarizada cruzada (microscopio \u00f3ptico), SEM microscopio electr\u00f3nico de barrido. A) Clastos cuarc\u00edticos y pizarrosos del microconglomerado (LTTP). B) Cemento de calcita y cuarzo pr\u00f3ximos a zona mineralizada, que reemplaza al carbonato (LTPC). C) Bandeados de cuarzo y moscovita (LTPP). D) Bandeados de cuarzo y moscovita (LTPC). E) Relleno de carbonatos y vena de malaquita (LTPP). F) Arenisca bien seleccionada con granos de cuarzo, feldespato pot\u00e1sico alterado y turmalina (LTPP). G) Resto de materia org\u00e1nica, con textura vegetal (SEM). H) Banda rica en materia org\u00e1nica (LTPP). Qtz cuarzo, Qp cuarzo policristalino, Qm cuarzo monocristalino, PZ pizarra, Cal calcita, Bn bornita, Cv covellita, Ms moscovita, Tur turmalina, Mlc malaquita, Kfs feldespato pot\u00e1sico.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

Descripci\u00f3n del yacimiento mineral<\/strong><\/p>\n\n\n\n

La morfolog\u00eda del yacimiento mineral es lenticular. En cuanto a sus dimensiones, el lentej\u00f3n 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 cent\u00edmetros (Fig. 3). La mineralizaci\u00f3n es concordante con el encajante, con una direcci\u00f3n y buzamiento de 040\/59\u00baE, y aparece de forma diseminada, aunque la mayor parte de esta ya fue extra\u00edda durante la etapa de explotaci\u00f3n de la mina. Se trata de una mineralizaci\u00f3n 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 peque\u00f1os yacimientos como el de La Turca o el de Serrana Segunda, que tambi\u00e9n ha sido estudiado. Aznar (2020) ha determinado que se trata de un yacimiento del mismo tipo que el de Candelaria.<\/p>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

Mineralizaci\u00f3n<\/strong><\/strong><\/p>\n\n\n\n

La mineralizaci\u00f3n est\u00e1 formada principalmente por minerales de cobre: los de la serie tetraedrita-tenantita, calcopirita y bornita como minerales primarios, con covellita y malaquita como secundarios. Adem\u00e1s, hay otros minerales que no son de cobre, entre los que destaca especialmente la arsenopirita por sus elevados tama\u00f1os de grano, y en menores proporciones se encuentran pirita, galena, goethita y hematites.<\/p>\n\n\n\n

Tetraedrita-Tenantita (Cu,Fe)12<\/sub>Sb4<\/sub>S13 <\/sub>– (Cu,Fe)12<\/sub>As4<\/sub>S13<\/sub><\/em><\/strong><\/p>\n\n\n\n

Se trata de una soluci\u00f3n s\u00f3lida cuyo t\u00e9rmino rico en antimonio es la tetraedrita y el rico en ars\u00e9nico es la tenantita. La mayor\u00eda de las muestras se corresponden con el t\u00e9rmino rico en ars\u00e9nico, la tenantita, aunque en un caso los an\u00e1lisis 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 mayor\u00eda de las muestras, siendo junto a la calcopirita el mineral de cobre m\u00e1s abundante en el yacimiento. Mayoritariamente, aparece como peque\u00f1as masas de cristales idiomorfos-subidiomorfos, en ocasiones de hasta 200 \u00b5m (Fig. 5A). Tambi\u00e9n se ha observado como diseminaciones intercrecido con la calcopirita, y en ocasiones est\u00e1 parcialmente reemplazada por este \u00faltimo mineral y por covellita (Fig. 5A, B, C).<\/p>\n\n\n\n

Calcopirita CuFeS2<\/sub><\/em><\/strong><\/p>\n\n\n\n

La calcopirita tambi\u00e9n es muy abundante y forma masas de cristales alotriomorfas que aparecen principalmente como diseminaciones en la matriz de la roca, aunque tambi\u00e9n se encuentra reemplazando parcialmente a clastos arcillosos y a sulfuros previos como la pirita o tenantita (Fig. 5B-C). Aparece frecuentemente asociada a este \u00faltimo mineral y como exsoluciones en la bornita (Fig. 5A). La mayor\u00eda de los cristales framboidales de pirita han sido reemplazados por calcopirita, a favor de peque\u00f1as fracturas y en las zonas de contacto con las zonas recrecidas (Fig. 5E-F). Los an\u00e1lisis realizados no han detectado trazas de ning\u00fan otro elemento.<\/p>\n\n\n\n

Arsenopirita FeAsS<\/em><\/strong><\/p>\n\n\n\n

Aparece en cristales aislados idiomorfos, con secciones r\u00f3mbicas, que pueden llegar a los 4 mm, aunque son m\u00e1s frecuentes los que tienen alrededor de 1 mm (Fig. 5D). No presenta relaciones texturales con el resto de la mineralizaci\u00f3n. Los an\u00e1lisis han mostrado composiciones muy puras sin ning\u00fan tipo de zonaci\u00f3n qu\u00edmica en los cristales.<\/p>\n\n\n\n

Bornita Cu5<\/sub>FeS4<\/sub><\/em><\/strong><\/p>\n\n\n\n

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). Tambi\u00e9n es reemplazada por covellita. Presenta tambi\u00e9n una composici\u00f3n estequiom\u00e9trica.<\/p>\n\n\n\n

Pirita FeS2<\/sub><\/em><\/strong><\/p>\n\n\n\n

Los agregados framboidales indican la presencia de pirita sedimentaria, con di\u00e1metros de menos de 30 \u00b5m. Estas piritas han sido parcialmente reemplazadas por goethita en las zonas de fractura y tambi\u00e9n por calcopirita y aparecen recrecidas por cristales idiomorfos de una segunda fase de pirita (Fig. 5E-F). En la figura 5B se observa c\u00f3mo la calcopirita reemplaza parcialmente a cristales idiomorfos de esta pirita mediante un mecanismo acoplado de disoluci\u00f3n-precipitaci\u00f3n, evidenciado por la generaci\u00f3n de numerosos poros en el mineral que est\u00e1 reemplazando. La segunda generaci\u00f3n de pirita precipit\u00f3 durante la etapa mineralizadora, formando cristales idiomorfos alrededor de las piritas framboidales diseminadas en la matriz, adem\u00e1s de cristales idiomorfos aislados de mayores tama\u00f1os, alcanzando los 400 \u00b5m (Fig. 5F). No presenta trazas de ars\u00e9nico, n\u00edquel o cobalto, como suele ser frecuente en este mineral.<\/p>\n\n\n\n

Galena PbS<\/em><\/strong><\/p>\n\n\n\n

Es un mineral muy escaso, a pesar de que, como se ha comentado en la historia minera, esta mina fue declarada como de galena argent\u00edfera. \u00danicamente se ha observado rellenando peque\u00f1as fracturas y entre l\u00edmites de grano de la segunda pirita, acompa\u00f1ada tambi\u00e9n de calcopirita. Los an\u00e1lisis realizados tampoco han detectado plata en su composici\u00f3n.<\/p>\n\n\n\n

Covellita CuS<\/em><\/strong><\/p>\n\n\n\n

Es un mineral com\u00fan 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 \u00b5m de tama\u00f1o en los bordes y a favor de peque\u00f1as fracturas en los minerales que reemplaza (Fig. 5A). Esta alteraci\u00f3n, de tipo enriquecimiento superg\u00e9nico, favorece el enriquecimiento en plata de este mineral, ya que en algunos an\u00e1lisis se ha detectado hasta un 3 % en peso de este metal en su estructura.<\/p>\n\n\n\n

Malaquita Cu\u2082CO\u2083(OH)\u2082 y azurita Cu3<\/sub>(CO3<\/sub>)2<\/sub>(OH\u200e)2<\/sub><\/em><\/strong><\/p>\n\n\n\n

La malaquita y la azurita son minerales secundarios de cobre, generados como consecuencia de la oxidaci\u00f3n de los minerales primarios. Se utilizan como gu\u00eda de exploraci\u00f3n en yacimientos de cobre. En este caso, forma vistosas capas verdes y azules sobre las rocas, respectivamente, y tambi\u00e9n aparecen en espeleotemas dentro de la galer\u00eda (Fig. 3D, F) y en peque\u00f1as venas dentro de la roca encajante (Fig. 4E).<\/p>\n\n\n\n

Minerales secundarios de hierro<\/em><\/strong><\/p>\n\n\n\n

Hematites Fe2<\/sub>O3<\/sub> o goethita \u03b1-Fe3+<\/sup>O(OH\u200e)\u200e aparecen como resultado de la oxidaci\u00f3n de los sulfuros. La goethita es m\u00e1s abundante y destaca especialmente reemplazando pseudom\u00f3rficamente a una fase con secciones hexagonales-pentagonales, que podr\u00eda tratarse de magnetita. Adem\u00e1s, forma bandeados conc\u00e9ntricos que indican variaciones en la abundancia de hierro (Fig. 5H).<\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
Fig. 5: Fotograf\u00edas de l\u00e1minas delgadas de la mineralizaci\u00f3n. LTPP luz transmitida polarizada plana (microscopio \u00f3ptico), LRPP luz reflejada polarizada plana (microscopio \u00f3ptico), SEM microscopio electr\u00f3nico de barrido. A) Zona mineralizada, con exsoluciones de calcopirita en la bornita, que se altera a covellita. La tenantita es idiomorfa y previa a la bornita (LRPP). B) Calcopirita reemplazando a tenantita y pirita, con aparici\u00f3n de poros en los frentes de reemplazamiento (SEM). C) Calcopirita reemplazando a tenantita (SEM). D) Cristal idiomorfo maclado de arsenopirita (LRPP). E) Pirita framboidal, oxidada a goethita en las zonas de fractura y reemplazada parcialmente por calcopirita (SEM). F) Mapeo elemental de la pirita framboidal (SEM). G) Cristales idiomorfos de pirita hidrotermal en la matriz (LTPP). H) Reemplazamiento pseudom\u00f3rfico de \u00bfmagnetita? por goethita, con bandeados con diferentes concentraciones en hierro (LRPP). Tnt tennantita, Bn bornita, Cpy calcopirita, Cv covellita, Py pirita, Apy arsenopirita, Gth goethita, Qp cuarzo policristalino. <\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

DISCUSI\u00d3N<\/strong><\/p>\n\n\n\n

Secuencia paragen\u00e9tica<\/strong><\/p>\n\n\n\n

En la figura 6 se recoge la secuencia paragen\u00e9tica propuesta a partir de las observaciones realizadas al microscopio. La pirita framboidal tendr\u00eda un origen sedimentario, mientras que las piritas de mayor tama\u00f1o se habr\u00edan formado como consecuencia de un proceso de movilizaci\u00f3n y reprecipitaci\u00f3n durante el metamorfismo hidrotermal (Alonso-Azc\u00e1rate, 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) habr\u00eda sido el primer mineral de cobre en cristalizar. A continuaci\u00f3n, se habr\u00eda producido la precipitaci\u00f3n de bornita, que engloba algunos cristales de tenantita y genera exsoluciones de calcopirita (Fig. 5A). La precipitaci\u00f3n de calcopirita se produce de forma coet\u00e1nea 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 precipitaci\u00f3n se produjo durante un tiempo mayor (Fig. 5B-C). La precipitaci\u00f3n de galena tambi\u00e9n se asocia a esta etapa, aunque debido a su escasez es complejo establecer sus relaciones texturales con el resto de los minerales. Finalmente, se habr\u00eda producido la precipitaci\u00f3n de arsenopirita, que tampoco muestra relaciones con otros minerales y es de un tama\u00f1o mucho mayor (Fig. 5D). Esta etapa final enriquecida en ars\u00e9nico se ha reconocido tambi\u00e9n en otros yacimientos de este tipo (Cox et al.,<\/em> 2003).<\/p>\n\n\n\n

Hip\u00f3tesis gen\u00e9tica<\/strong><\/p>\n\n\n\n

En una etapa posterior, tras los procesos erosivos originados por el levantamiento del Macizo de Cameros, el yacimiento habr\u00eda sido expuesto a las condiciones superficiales y se habr\u00eda producido la alteraci\u00f3n superg\u00e9nica 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 superg\u00e9nico en plata. (Figura 6)<\/strong><\/p>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
Fig. 6: Secuencia paragen\u00e9tica de la mineralizaci\u00f3n de Candelaria.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

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 habr\u00edan llevado aparejada la circulaci\u00f3n de fluidos con temperaturas de hasta 350\u00baC (Casquet et al. <\/em>1992). En el Grupo Tera se han medido inclusiones fluidas en fracturas que alcanzan Th de 300-400\u00baC (Gonz\u00e1lez-Acebr\u00f3n, 2009). El origen del evento Eoceno ha sido relacionado con la fusi\u00f3n de la corteza inferior durante la orog\u00e9nesis, pero el del Cret\u00e1cico Superior no ha podido ser relacionado con ning\u00fan proceso de estas caracter\u00edsticas (Omodeo-Sal\u00e9 et al.,<\/em> 2017).<\/p>\n\n\n\n

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 m\u00e1s probable que se relacionen con el evento m\u00e1s importante, que es el del Albiense-Coniaciense que, adem\u00e1s, se corresponde con el periodo de extensi\u00f3n, en el que principalmente se forman este tipo de yacimientos. Parece descartable que ambos eventos sean causantes de la mineralizaci\u00f3n debido a las peque\u00f1as dimensiones del yacimiento y a que existe un lapso de al menos 30 Ma entre ambos.<\/p>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

Sistema mineral<\/strong><\/p>\n\n\n\n

Un sistema mineral hidrotermal es el conjunto de todos los procesos geol\u00f3gicos y geodin\u00e1micos, a cualquier escala, que controlan la formaci\u00f3n, evoluci\u00f3n y preservaci\u00f3n de los dep\u00f3sitos minerales (McCuaig y Hronsky, 2016). Este concepto, mucho m\u00e1s amplio que el de yacimiento mineral o fluido hidrotermal, engloba el motor o fuente de energ\u00eda, el tiempo y duraci\u00f3n de la mineralizaci\u00f3n, la fuente o fuentes del fluido mineralizador y de sus componentes, las v\u00edas o conductos (pathways) por donde circulan los fluidos, el lugar donde precipitan (trampas) y las modificaciones post-dep\u00f3sito. Desde esta perspectiva se va a tratar de realizar una caracterizaci\u00f3n completa del yacimiento de Candelaria. En la tabla 1 se recogen de forma resumida las caracter\u00edsticas de este sistema mineral. <\/p>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n

Sistema mineral del yacimiento de Candelaria<\/strong><\/td><\/tr>
Fuente de energ\u00eda<\/em><\/strong><\/em><\/strong><\/td>Gradiente de P y T por la acumulaci\u00f3n de 6500 m de sedimentos<\/td><\/tr>
Tiempo y duraci\u00f3n de la mineralizaci\u00f3n<\/em><\/strong><\/td>Durante el evento metam\u00f3rfico         Albiense-Coniaciense<\/td><\/tr>
Fuente del fluido<\/em><\/strong><\/em><\/strong><\/td>Aguas connatas y mete\u00f3ricas por infiltraci\u00f3n<\/td><\/tr>
Fuente de los componentes<\/em><\/strong><\/em><\/strong><\/td>Cu: lavado de los sedimentos continentales oxidados<\/td><\/tr>
S: agua marina o Keuper<\/td><\/tr>
Pathways<\/em><\/strong><\/em><\/strong><\/td>Fallas formadas durante el rifting Mesozoico<\/td><\/tr>
Trampas<\/em><\/strong><\/em><\/strong><\/td>Lentejones de pizarra, pirita previa, clastos pizarrosos y carbonatos<\/td><\/tr>
Modificaciones post-dep\u00f3sito<\/em><\/strong><\/em><\/strong><\/td>Alteraci\u00f3n superg\u00e9nica y generaci\u00f3n de minerales secundarios<\/td><\/tr><\/tbody><\/table>
Tabla 1: Cuadro resumen del sistema mineral del yacimiento de Candelaria.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

<\/p>\n\n\n\n