3. Antecedentes
3.3.3. Trabajos relacionados con el metamorfismo de la Cuenca de Cameros
Como ya se ha mencionado, un volumen muy importante de los sedimentos del sector oriental de la cuenca se vieron afectados por un metamorfismo de bajo y muy bajo grado. A continuación se resumen las características e interpretaciones de los distintos autores que han investigado en este campo. En la figura 1.3.C se encuentran representadas las áreas afectadas por el metamorfismo en la Cuenca de Cameros.
Golberg et al. (1988) estudian el metamorfismo de la Cuenca de Cameros, datándolo en función de las fengitas neoformadas en 99,5±2,2 Ma, considerándolo como contemporáneo con el relleno de la cuenca.
En su tesis doctoral, Guiraud (1983) relaciona el metamorfismo con el proceso de adelgazamiento cortical ligado a la formación de una cuenca de pull-apart. En una publicación posterior, Guiraud y Seguret (1985) lo caracterizan como un metamorfismo dinamotérmico, con carácter regional y sinsedimentario. Proponen una temperatura entre los 420º-520ºC, presiones de entre 0,5-4 Kb y un gradiente geotérmico de 100º-150ºC/Km. Justifican el carácter sinsedimentario por la ausencia de metamorfismo en las zonas adyacentes a la cuenca (las Sierras de la Demanda y del Moncayo), por lo que proponen como edad del metamorfismo la edad del relleno de la cuenca: del Jurásico terminal al Cretácico Inferior. Asimismo, estos autores aportan datos puntuales de diagénesis y composición química de minerales y son los primeros en citar la existencia de cloritoide en la cuenca. En Mata et al. (1990) se encuentran recogidos los datos de la caracterización geoquímica de dichos cloritoides.
Los resultados posteriores (p. ej. Casquet et al., 1992, Barrenechea 1994, Barrenechea et
al., 1995, 1998, 2000, 2001, Alonso-Azcárate, 1997, Alonso-Azcárate et al., 1995, 1999, 2001,
2002, Mantilla-Figueroa, 1999, Mantilla-Figueroa et al., 1998, 2002) obtenidos a partir del estudio detallado de la cuenca desde distintos enfoques (mineralógico, petrológico, geoquímico y estructural) y aplicando distintas técnicas analíticas (microtermometría de inclusiones fluidas, dataciones radiométricas, parámetros cristaloquímicos de filosilicatos, microtermometría de cloritas, termometría isotópica y el estudio geoquímico de yacimientos de sulfuros) definen el metamorfismo como hidrotermal y posterior al relleno de la cuenca. El primer trabajo en este sentido, de Casquet et al. (1992), presenta la datación mediante el método K/Ar del metarmorfismo hidrotermal, con una edad Albiense-Coniaciense (108-86 Ma). En dicho estudio, queda caracterizado como un metamorfismo de grado bajo a muy bajo, que no superó probablemente los 340ºC (condiciones de pico metamórfico: 1 Kb. y 326 ±13ºC), generado por soluciones acuosas hiposalinas con cantidades menores de CO2 .
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Barrenechea realiza su tesis doctoral (1994) sobre los depósitos arcillosos del Grupo Urbión y la transición entre la diagénesis y el metamorfismo de grado bajo. Los resultados del grado de cristalinidad de la illita del Grupo Urbión en el sector oriental de la Cuenca de Cameros se encuentran recogidos en Barrenechea et al. (1995). Asimismo, se publicaron datos de cristalinidades de illita y clorita para el Tithoniense-Berriasiense (Grupos Tera y Oncala) del sector oriental de la Cuenca de Cameros en Barrenechea et al. (1998 y 2001). Mediante el estudio de dichas cristalinidades, estos autores ponen de manifiesto que la asociación mineralógica de menor grado se localiza en el borde Sur de la Cuenca de Cameros, observando un aumento en la cristalinidad de la clorita y de la illita del NW al SE, lo que sugiere un aumento del grado metamórfico, que explican mediante variaciones locales en el tipo de facies y variaciones en el patrón de circulación de fluidos, reforzando así la hipótesis del metamorfismo de carácter hidrotermal. Asimismo, consideran las black shales del techo del Grupo Oncala como una barrera hidrológica que impidió la comunicación entre los Grupos Oncala y Urbión. La compresión terciaria es posterior al evento metamórfico principal y la consideran responsable de las cristalinidades de illita y clorita menores medidas en el extremo SE de la cuenca (anticlinal del Pégado), es decir, indicativas de un mayor grado metamórfico (Barrenechea et al., 2001). En Barrenechea et al. (2000) están recogidos datos de mineralogía de arcillas del perfil de Matasejún (equivalente a la columna estratigráfica del Collado de San Pedro Manrique de este trabajo, ver apartado 5.1.3.6). Dicha publicación se centra en el registro Tithoniense-Berriasiense, en concreto en la Fm. Sierra de Matute (Grupo Tera) y en el Grupo Oncala, poniendo de manifiesto la existencia de inversiones térmicas dentro de la cuenca (mayores temperaturas dentro del Gr. Urbión con respecto al Gr. Oncala).
Mata (1997) caracteriza en su tesis doctoral la mineralogía de la Cuenca de Cameros. En relación al metamorfismo, esta autora mantiene la hipótesis de un metamorfismo de enterramiento, provocado por una anomalía térmica ligera ligada a la extensión de la cuenca, dentro del proceso de rifting. En Mata et al. (1996, 2001) se recogen y discuten datos estructurales, isotópicos y de paleotemperaturas medidas en inclusiones fluidas primarias en las venas de cuarzo de los distintos grupos de la Cuenca de Cameros. Las temperaturas de homogenización (Th) de las inclusiones fluidas medidas en cristales de cuarzo se encuentran entre 107-225ºC. A partir de estas paleotemperaturas, calcula un gradiente geotérmico de 27- 41ºC/Km durante la etapa extensional, y deduce una erosión de aproximadamente 1500 m de sedimentos. A partir de criterios petrográficos (presencia de cristales de cloritoide orientados al azar en una matriz fuertemente orientada y cortando los planos de esquistosidad) consideran que el pico metamórfico postdata al estadio extensional de subsidencia y la formación de la esquistosidad. En cuanto a la formación de los yacimientos de piritas, los considera relacionados con la presencia de pirita diagenética temprana, ligada a la materia orgánica en medios reductores. La removilización de estos sulfuros preexistentes permitiría la formación de grandes
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cristales de pirita tardíos o retrometamórficos ligados a la génesis de cookeita (mica alumínica pobre en hierro y rica en Li). La cookeita aparece formando una fina envuelta alrededor de los cristales de pirita (Mata y López-Aguayo, 2002). Asimismo, Mata et al. (1998) describen agregados de filosilicatos constituidos fundamentalmente por micas blancas y cloritas de composición chamosítica en muestras de los Grupos Urbión y Enciso.
Alonso-Azcárate realiza su tesis doctoral (1997) en los depósitos del Grupo Enciso. En ella, caracteriza las piritas de la Cuenca de Cameros como depósitos metamorfogénicos resultado de un proceso de movilización, producto del metamorfismo hidrotermal. El amplio rango de composición isotópica que muestran las diferentes mineralizaciones parece indicar que deben existir diferentes fuentes de azufre con distintas signaturas isotópicas. Debido a que los yacimientos de pirita no están asociados a ningún accidente tectónico importante que pudiera introducir azufre al interior del sistema, las fuentes de azufre deben encontrarse en los sedimentos de la cuenca.
Las piritas aparecen en niveles lutíticos siempre en contacto con capas de arenisca, las cuales actuaron durante el metamorfismo como acuíferos transportando fluídos calientes con azufre (Alonso-Azcárate et al., 1999). Como fuentes posibles del Azufre proponen la termoreducción de sulfatos triásicos reciclados y las piritas sedimentarias que aparecen en los sedimentos de la cuenca. La fuente de hierro se encontraría también en los propios sedimentos estudiados, en concreto las cloritas ferrosas presentes en las lutitas. Las piritas se formarían mediante la sulfurización de estos filosilicatos. A partir de las temperaturas estimadas mediante el par sulfato-sulfuro (aproximadamente 360ºC) y las inclusiones de cloritoide que presentan las piritas, establece que las piritas son coetáneas con el pico metamórfico para la Cuenca de Cameros. Asimismo, relaciona las distintas morfologías de las piritas de los diferentes yacimientos presentes en la Cuenca de Cameros con los distintos tipos de facies sedimentarias que aparecen en los mismos (Alonso-Azcárate et al., 2001, 2002). Los yacimientos de Ambasaguas y A. Canadillas se encuentran en medios de depósito de llanura deltaica lacustre, ricos en materia orgánica en los que existe abundate pirita sedimentaria y sulfatos, generando unas condiciones de sobresaturación que dieron lugar a la formación de morfologías de piritoedro y cubo-piritoedro con las caras fuertemente estriadas, cristales con morfologías de crecimiento cuarteado y agregados de cristales de grano fino. Por otro lado, los yacimientos de Navajún, Valdeperillos, Valdenegrillos, Valoria y Munilla aparecen en materiales depositados por sistemas meandriformes en los que la formación de piritas sedimentarias es menor y no presentan concentraciones de sulfatos importantes. Las condiciones de baja saturación permitieron la formación de cristales cúbicos de caras lisas, cristales con morfologías aplanadas y alargadas y cubo-octaédricos. En Alonso-Azcárate et al. (1995) están recogidas medidas de cristalinidades de illita y clorita para los Grupos Urbión y Enciso en el sector oriental de la
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Cuenca de Cameros. La diagénesis y el metamorfismo de los nódulos edáficos del Grupo Urbión están resumidos en Alonso-Azcárate et al. (1997).
Mantilla-Figueroa realiza su tesis doctoral (1999) sobre el metamorfismo de la Cuenca de Cameros. Caracteriza geoquímicamente las inclusiones fluidas secundarias de venas de cuarzo de los grupos Tera, Oncala y Urbión, obteniendo paleotemperaturas inferiores al pico metamórfico (220-240ºC), por lo que interpreta que fueron atrapadas durante la etapa retrógrada, aunque la composición del fluido fue probablemente muy similar a la del pico metamórfico. En Mantilla-Figueroa et al. (2002) están recogidos los datos de geocronología de K-Ar en illitas autigénicas, que ponen de manifiesto la presencia de dos procesos metamórficos que afectaron la Cuenca de Cameros: un primer metamorfismo entre 90-100 Ma (final del Cretácico Inferior, comienzo del Cretácico Superior), y un segundo metamorfismo menos importante hace 40 Ma (Paleógeno), relacionado con el inicio de la inversión de la cuenca. En Mantilla-Figueroa et al. (1998) se presentan e interpretan datos de inclusiones fluidas de venas del Grupo Oncala, así como datos de isótopos de oxígeno y de SEM (Scanning Electron
Microscope).