Los indicios mineros en el diapiro Villasana de Mena

Hasta la fecha, no se había documentado la existencia de mineralizaciones en el diapiro de Villasana de Mena. En este trabajo, se eligió como ejemplo para evaluar el posible potencial minero de diapiros aparentemente estériles. La zona de interés se centró en el margen occidental del diapiro, en el que aflora una escama tectónica correspondiente a materiales de la Fm. Valmaseda. Durante el muestreo se comprobó la presencia de sulfuros en al menos dos afloramientos, que han sido denominadas Concejero y San Juan.

El indicio de Concejero está situado en el margen O del diapiro, en la carretera de Concejero a Campillo de Mena, a poca distancia del núcleo urbano de la primera localidad (figura 3.17). Se trata de un gossan desarrollado en las capas verticalizadas de los materiales detríticos supraurgonianos de la Fm. Valmaseda. En roca fresca, la mineralización consiste en diseminaciones de barita, que forman unos parches blancos de hasta 1 cm de diámetro. Asociada a estos parches, hay caolinita, cuarzo y trazas de esfalerita. Destaca la presencia de abundante materia bituminosa impregnando la roca (foto 162).

La abundancia de caolinita en las areniscas de Concejero constituye una diferencia respecto al indicio de Altube, donde este filosilicato apenas está presente. La identificación de este mineral se ha llevado a cabo en base a a) las observaciones petrográficas, ya que aparece formando agregados en acordeón (también denominados en libro o vermiformes) característicos de la especie, y b) el análisis cualitativo SEM- EDS en el que sólo aparecen cationes de Al y Si. El betún es una fase muy abundante. Normalmente está asociado a la caolinita, aunque a veces aparece solo (foto 163). Esta fase es la responsable del color oscuro característico del encajante. La barita es una fase que aparece en cantidades muy limitadas, y fue identificada mediante SEM-EDS (presencia de los elementos Ba y S). Forma diseminaciones de carácter reemplazante, que en muestra de mano se manifiesta como unas manchas de color blanco (foto 164). Los cristales presentan inclusiones sólidas de color oscuro, posiblemente de betún, aunque no se ha podido confirmar. Asociados a la barita, hay cuarzo idiomórfico y esfalerita. La esfalerita forma cristales idiomórficos o subidiomórficos de entre 100 μm y 2 mm, no luminiscentes, que reemplazan claramente a los clastos de cuarzo, pero también a la barita (fotos 165 y 166).

El indicio de San Juan se localiza a unos 250 m al O del núcleo urbano de San Juan (ver figura 3.17), y consiste en un afloramiento en el talud de la carretera. La roca encajante está constituida por areniscas de la Fm Valmaseda, ricas en materia bituminosa, que en muestra de mano parecen no presentar mineralización. A diferencia del indicio de Concejero, en el que la esfalerita se puede identificar en muestras de mano con la ayuda de una lupa, en San Juan la esfalerita es extremadamente escasa, y sólo se reconoce al microscopio óptico, en forma de algunos cristales aislados.

4.6. Discusión

Uno de las cuestiones más evidentes del estudio petrográfico es la gran similitud existente entre todos los depósitos estudiados. Durante las primeras etapas de este trabajo, se propusieron cuatro tipologías: mineralizaciones diseminaciones en Fm. Valmaseda (Tipo 1), en rocas carbonatadas (Tipo 2), en lutitas negras (Tipo 3) y mineralizaciones filonianas (Tipo 4). Posteriormente, se redujeron a tres, al eliminar el tipo 4 y distinguir sólo entre el tipo de encajante. Aún así, y especialmente a medida que se acumulaban datos de isotopía, fueron apareciendo contradicciones e incongruencias. Es cierto que existen diferencias y similitudes entre las localidades en función del encajante, pero la clasificación no era funcional porque ignoraba la existencia de la ZCT. Su plena identificación no ha tenido lugar hasta las fases tardías de la investigación, y así, se incorporaban Jugo, Aperregui, Iturlum al mismo grupo que Montaleón, La Antigua o Beluntza, asumiendo que en todos, el encajante era carbonatado. Sin embargo, como se verá en el capítulo 7, la ZCT tiene una gran

influencia en la composición isotópica de los carbonatos asociados a la mineralización. En caso de tener que establecer una clasificación. Además, también se ignoraba que la mineralización de Ba de Iturlum probablemente no tiene relación con las de Zn-Pb, como se discutirá más adelante. En consecuencia, si fuese necesario elaborar una nueva clasificación, las categorías que mejor se ajustan a las observaciones serían tres: mineralizaciones encajadas en la Fm. Valmaseda, en la ZCT y en carbonatos marinos, con una cuarta correspondiente a mineralizaciones de Ba específicamente ligadas a la ZCT. Sin embargo, se ha decidido no seguir estrictamente esta clasificación, por la rigidez que implica y las pequeñas contradicciones que continúa planteando. Por ejemplo, en Altube la mineralización encaja en la Fm. Valmaseda pero también (en menor medida) en la ZCT. Sin embargo, presenta grandes diferencias geoquímicas respecto a Jugo o Aperregui. En consecuencia, y a partir de ahora, se hará referencia ha las localidades concretas para realizar las discusiones necesarias. Eso no excluye en un momento u otro se agrupe localidades para discutir una u otra característica en común, pero siempre de manera flexible y sin encasillar las localidades.

La similitud de Iturlum con los depósitos de Ba-Sr asociados al cap rock de Hockley (Posey et al., 1994), Tatum (Saunders et al., 1988), Bou Khil (Perthuisot et al., 1987) y Djebel Doghra (Souissi et al., 2007) resulta notable. Aparte del encajante, comparten como característica principal la ausencia de sulfuros. Y en el caso particular de Jebel Doghra, las texturas resultan muy similares, como ya se indicó. Otras características que vale la pena destacar son que:

a) se han identificado otros filones de barita en la ZCT de Jugo, no asociados con sulfuros.

b) con la excepción de Beluntza, todas las demás ocurrencias de barita están ligadas a la ZCT: Jugo, Altube (donde la barita aparece solo en la ZCT), y probablemente Mina de Vila.

c) Allí donde los sulfuros coexisten con la barita, representan una fase posterior, ocupando los espacios intercristalinos e incluso reemplazándola.

Por todo ello, se propone la hipótesis de que en realidad la barita corresponde a una mineralización temprana, ligada exclusivamente al cap rock – ZCT, a la que se sobreimpuso una mineralización de Zn-Pb, con la que no está necesariamente relacionada. Las observaciones realizadas en Altube, Jugo e Iturlum se ajustan a esta hipótesis. En el caso de Beluntza, no existen evidencias que la relacionen con la ZCT, pero sí se comprueba que la barita es una fase temprana respecto a los sulfuros.

Centrándose en los depósitos de Zn-Pb, una diferencia notable respecto a los depósitos equivalentes de Túnez es la magnitud de las mineralizaciones. Mientras que en Túnez se trata de depósitos de interés económico (ver capítulo 1), en la CVC son mineralizaciones demasiado pequeñas como para que su explotación sea viable. Aparte de tener menor tonelaje, en la CVC tampoco se observan algunas de las características texturales propias de los depósitos de Túnez. Allí, el tamaño de grano de la mineralización acostumbra a ser extremadamente fino (ver figura 1.2), y con frecuencia la esfalerita es de tipo botrioidal. En cambio, en los depósitos peridiapíricos de la CVC aparece siempre en forma de cristales bien desarrollados, algunos con un tamaño notable (>4 cm en Montaleón, por ejemplo).

En las mineralizaciones peridiapíricas estudiadas aquí, y en general en todas las mineralizaciones MVT -p.e. Galmoy (Irlanda), Riopar (Albacete) o San Vicente (Perú), Merino y Canals (2011)-, se han observado evidencias de reemplazamiento de unas fases minerales por otras. Las más evidentes en el presente trabajo han sido el reemplazamiento del encajante (cuarzo y el feldespato detrítico en la Fm Valmaseda o dolomita en las dolomías de todas las localidades) por sulfuros, así como el reemplazamiento mutuo entre las diferentes fases que componen las mineralizaciones. En los últimos años, se ha propuesto un modelo para explicar el reemplazamiento de fases minerales, según el cual la presión ejercida por el propio cristal al crecer disuelve y reemplaza unas fases por otras. Por tanto no existiría relación con los coeficientes de solubilidad y las concentraciones de solutos en los fluidos. Esto permite explicar que minerales que no comparten ningún elemento químico entre sí se reemplacen mutuamente, ya que el “motor” de la reacción no sería de naturaleza química, sino física (Merino y Dewers, 1998; Fletcher y Merino, 2001). Sin embargo, cuando los minerales que se reemplazan mutuamente sí tienen elementos químicos comunes, la reacción podría ser de tipo autoacelerante. Esto implica un incremento en la velocidad de la reacción, y en el caso de materiales no newtonianos (p.e. carbonatos cristalinos), se traduciría en una velocidad de deformación creciente. A su vez, la viscosidad del encajante aumentaría conforme progresa el reemplazamiento. En base a estas ideas se ha propuesto un modelo de dolomitización y mineralización asociada según el cual la génesis de los sulfuros se produce en diferentes ciclos o pulsos (Merino et al, 2006; Merino y Canals, 2011). En cada ciclo, el crecimiento de dolomita y sulfuros asociados se acelera hasta que se consume todo el Mg del fluido mineralizante, momento en que el proceso se para y vuelve a iniciarse cuando entra más Mg en el sistema. Entre ciclo y ciclo, se produciría el reemplazamiento no sólo del encajante, sino también de muchos de los minerales asociados a la mineralización formados previamente. En general, se trata de una hipótesis no aceptada por la mayoría de la comunidad científica. Una de las críticas mayores que ha recibido es que no se han establecido las bases fisico-químicas del modelo. Sin embargo, dicho modelo que se ajusta bien a muchas de las observaciones realizadas en este trabajo, como a) la existencia de ciclos de disolución y recrecimiento observado en muchos cristales, b) el reemplazamiento mutuo entre esfalerita y dolomita ore stage, o c) el tránsito gradual entre los distintos tipos de dolomita (Dol 0 – Dol II – Dol III), así como las superficies de presión-disolución asociadas (filones auto-desplazantes).

Otra cuestión que queda abierta es la naturaleza de la mineralización de Paúl. En los inicios de este estudio y como primera hipótesis de trabajo, se consideró que esta mineralización podría ser de tipo exhalativo y parecido al depósito de Bou Grine, en Túnez, ya que ambos encajan materiales ricos en materia orgánica y de la misma edad (tránsito Cenomaniense-Turoniense). Sin embargo, la mineralización de Paúl está probablemente relacionada con las demás mineralizaciones de Zn-Pb estudiadas, ya que todas son similares. Además, desde hace unos años, la propia naturaleza exhalativa de Bou Grine ha sido puesta en entredicho, si bien la polémica no está cerrada (ver capítulo 1). En cualquier caso, y en adelante, la hipótesis de trabajo para esta investigación será que la mineralización de Paúl es de tipo epigenético.

Los motivos que causan la catodoluminiscencia en la esfalerita son poco conocidos. Se sabe que uno de los factores que tienen relación con esta propiedad es el contenido y composición de los elementos traza (p. ej. Kuhleman y Zeeh, 1995). En consecuencia, se realizaron análisis a microsonda en esfalerita, para poder determinar las diferencias

en los elementos traza de la esfalerita I y II. Los resultados se han recogido en la tabla II.4, y no han resultado concluyentes:

- El contenido de Fe es más elevado en la esfalerita I que en la esfalerita II. Por ejemplo, en Altube, el promedio en esfalerita I es de 0,50% (n=35), y de 0,20% en la esfalerita II (n=41); En Montaleón, de 1,10% en la esfalerita I (n=11) y de 0,34% en la esfalerita II (n=8); y en Paúl, de 0,47% en la esfalerita I (n=11) y de 0,19% en la esfalerita II (n=5).

- El contenido de Cd (<0,50%), In (<0,12%), Mn (<0,07%) es similar en los dos tipos.

- El Hg, Ga y Ge están por debajo del límite de detección del equipo en todas las muestras.

A excepción del contenido en Fe, no se ha podido establecer ninguna pauta composicional que diferencie esfalerita I y II. Sin embargo, se trata de una cuestión secundaria, que no tiene una especial trascendencia en el desarrollo de este trabajo, de manera que se decidió no insistir en el asunto.

4.7. Conclusiones

Como conclusión, se propone una secuencia paragenética común para los depósitos estudiados (figura 4.13). No implica necesariamente que todos sean contemporáneos, pero sí que los procesos que los originaron eran del mismo tipo. En el esquema no se incluye Barambio, que es una mineralización claramente distinta a las peridiapíricas. Las fases más tempranas identificadas corresponden a aquellas que han sido incorporadas a los depósitos como elementos heredados. La dolomita 0 se encuentra en clastos de las mineralizaciones de Jugo, Iturlum y Aperregui, y su origen es desconocido. El cuarzo consiste en cristales idiomórficos con inclusiones de anhidrita (ZCT de Altube, Iturlum), típico del Keuper, y ha sido interpretado como una evidencia del precursor evaporítico en la ZCT. La dolomita I está consituida por cristales aislados, zonados y con signos de corrosión. Siempre aparecen ligados directa o indirectamente con la ZCT (Altube, Iturlum, Jugo) por lo que se han interpretado como relictos del Keuper. No se ha podido establecer si los filosilicatos presentes en la ZCT son heredados o neoformados. En cambio, los núcleos pleocroicos en la turmalina de la ZCT han podido ser caracterizados, y su composición química confirma que se trata de clastos, con un origen magmático o metamórfico en última instancia.

La ZCT se habría formado en un episodio anterior a las mineralizaciones de Zn-Pb. El mineral principal sería la dolomita II, formada a partir de un precursor evaporítico y de reacciones de SRB o SRT, en presencia de materia orgánica (betunes). Constituye los sobrecrecimientos en la dolomita I (megacristales) y la matriz en la ZCT de Altube (Dol IIa) así como la ZCT de Iturlum. En Jugo, Aperregui y probablemente Mina de Vila representaría el encajante de la mineralización principal (Dol IIb, dolomita gris en la matriz de brechas dolomíticas). Los filosilicatos que constituyen, junto a la dolomita IIa, la ZCT de Altube podrían haber cristalizado, al menos en parte, durante esta etapa, aunque se trata de una suposición sin demostrar. Las mineralizaciones de barita se habrían generado durante esta etapa, y no tendrían una relación directa con el resto de

mineralizaciones de Zn-Pb. También se habrían generado sobrecrecimientos en la turmalina y en los cristales de cuarzo del Keuper. En Iturlum se identificaron cristales neoformados de plagioclasa. Se trata de una fase accesoria, asociada con la barita, y que parece ser contemporánea.

Con posterioridad, se habrían formado las mineralizaciones de Zn-Pb, consistentes en diseminaciones, niveles masivos y filones, encajados en la ZCT, o en rocas sedimentarias detríticas (Fm. Valmaseda) y carbonatadas (Margas de Zuazo, Serie Rítmica Cenomaniense). La paragénesis es siempre la misma, con esfalerita, galena y pirita. Los minerales de ganga asociados a la mineralización son calcita, dolomita y cuarzo. La esfalerita puede ser no temprana y no luminscente (I) o tardía y catodoluminscente (II). Esta última es menos frecuente que la primera. La galena y la pirita tienden a aparecer un poco más tarde que la esfalerita. La calcita I, asociada con la mineralización, es de tipo espático, y aparece sólo en las mineralizaciones encajadas en rocas sedimentarias (Fm. Valmaseda de Altube, Calizas margosas del Cenomaniense superior de Paúl, calizas del Turoniense en Montaleón y La Antigua). En Jugo, la calcita ore stage no es de tipo espático, lo que ha motivado una denominación diferente (calcita Ib). En todas las localidades suele ser reemplazada por los sulfuros, por lo que parece ser una fase temprana dentro de la mineralización. La dolomita (III) aparece en todas las localidades. Es de tipo saddle, y sus relaciones texturales son complejas. Con frecuencia reemplaza y es reemplazada por esfalerita. En las localidades donde el encajante es la ZCT (Jugo, Aperregui, probablemente Mina de Vila) el tránsito entre la dolomita IIb y la III es progresivo, lo que hacer suponer que forman parte de un mismo proceso. Por lo tanto podría ser que las mineralizaciones no estuvieran directamente relacionadas con la ZCT, pero sí haberse formado poco después. Se ha confirmado la presencia de betunes en la mayoría de localidades.

Los minerales accesorios en las mineralizaciones de Zn-Pb son cuarzo, albita y filosilicatos. El acostumbra a ser escaso y forma cristales idiomórficos. La albita aparece exclusivamente cuando el encajante es carbonatado (barras calizas intercaladas en la Fm. Valmaseda de Altube, calizas de Montaleón y ZCT de Jugo y Aperregui). Forma cristales idiomórficos con una composición de albita prácticamente pura. Se ignora si existe alguna relación con la plagioclasa observada en Iturlum. Sólo se han observado filosilicatos en las diseminaciones de la Fm. Valmaseda del diapiro de Villasana de Mena, y ni siquiera se ha podido establecer si existe realmente relación con la esfalerita.

También se ha incluido la barita como posible accesorio en la etapa ore stage. En Beluntza, la asociación exclusiva de este mineral con la ZCT no resulta evidente. Por otro lado, en Villasana de Mena la esfalerita aparece siempre asociada a barita. Sin embargo. Sin embargo, se confirma que en todos los casos es una fase anterior a los sulfuros, y es reemplazada por éstos.

Como fases tardías en la mayoría de localidades, e independientemente del tipo de encajante o de mineralización, se ha observado la presencia de calcita esparítica (II) y dolomita saddle (IV). Forman pequeños filones que post-datan claramente a la mineralización.

Capítulo 5.