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YACIMIENTO DE OTERO DE HERREROS
Andrea Casado González
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Índice 1. Introducción 2. Contexto geológico 2.1. Introducción 2.2. Rocas plutónicas 2.3. Rocas metamórficas
3- Interpretación 3.1. Tectónica 3.1. Mineralización
4- Conclusiones 5- Bibliografía
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1- INTRODUCCIÓN
El yacimiento Cerro de Almadenes se encuentra situado en los alrededores
del cerro que lleva el mismo nombre, al oeste de la población de Otero de Herreros, en
la provincia de Segovia, aproximadamente a 1 km. de distancia del mismo (1).
(1) Situación del yacimiento (círculo en rojo); Google Maps
El yacimiento ha sido explotado en varias ocasiones, tales como en la época
romana, de la cual aún quedan restos. Más tarde, por el nombre que lleva el
yacimiento, se piensa que los árabes pudieron explotar parte del mismo. Más
recientemente se dieron concesiones para explotar la zona para la extracción de Ag-Au,
que no llegaron a cuajar. En la década de los 70, la empresa Charter España S.A. realizó
una exploración de la zona para sopesar la viabilidad de una mina en el cerro.
Actualmente pertenece a la empresa CISA.
El Cerro de Almadenes es un skarn, con forma lenticular, que ocupa varios
kilómetros cuadrados, y cuya característica distintiva es la de ser un skarn atravesado
por una banda de cizalla, que está estrechamente ligada a la evolución mineralógica
del yacimiento. Dicha mineralización queda restringida prácticamente a los mármoles,
y se acuña lateralmente, y en profundidad hacia el suroeste, entre los ortogneises y
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granitos que lo rodean. Se encuentra cortada por fracturas subverticales y diques de
cuarzo tardíos.
2. CONTEXTO GEOLÓGICO
2.1. Introducción
El encuadre geológico de la zona se caracteriza por los afloramientos
graníticos, y en menor medida, metamórficos. Todo el conjunto se encuentra
fracturado y deformado por fases tectónicas posteriores (2).
Los afloramientos metamórficos pertenecen al macizo de El Caloco (Navidad y
Peinado, 1977), mientras los granitos que se encuentran al este y noreste de la zona
pertenecen a la Sierra de Guadarrama (Villaseca, 1983). En la zona oeste se encuentran
afloramientos Cretácicos en discordancia con las rocas graníticas y metamórficas, que
están conformados por la formación “Arenas de Segovia”.
(2) Mapa geológico de la zona. En tonos rosas, granitos y plutones; verdes y
amarillos, formaciones Cretácicas; naranjas, rocas ígneas pre-hercínicas, y azules y
púrpuras, diques (Serie MAGNA)
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2.2. Rocas ígneas
La gran parte de la zona circundante al Cerro de Almadenes está compuesta
por distintos granitos. El que más presente está en la zona es el Granito de Otero, que
se encuentra por toda la parte al este del afloramiento. Al norte del mismo aflora el
granito de El Berrocal, y al sur, el de Navalcubilla.
Granito de Otero
El granito de Otero es un cuerpo zonado, muy afectado por zonas de cizalla,
con una extensión de 25 por 10 km. en su zona más ancha, y 1,5 km. en su zona más
estrecha. Dentro del cuerpo granítico, se encuentran dos zonas características, cuyos
bordes entre ellas son muy graduales y poco definidos.
En la zona más interna del mismo se diferencia una zona adamellítica de
grano medio a grueso, equigranulares, sin orientación, con algunos enclaves
xenolíticos, pero poco abundantes. La biotita es poco abundante, y se presenta en
granos subidiomorfos (3).
(3) Granito de Otero. Se observa el tamaño de grano y la mineralogía de
cuarzo y feldespatos, cortado por pequeñas fracturas.
En la zona de borde de granito, encontramos bandas de enclaves en forma de
elipse, de grano fino, con orientación muy variable, de tipo granítico. Otros enclaves se
componen de gneises y también tienen una orientación variable. Ambos conjuntos
forman bandas discontinuas junto a la roca encajante y su orientación no responde a
un criterio tectónico (Tornos, 1990).
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Granito de El Berrocal
Éste granito tiene una extensión mucho menor que el Granito de Otero,
presentando una morfología de elipsiode. Se encuentra en discordancia y parcialmente
cubierto por los sedimento Cretácicos del oeste de la zona.
El granito de El Berrocal presenta unas características similares a las facies
centrales del grantio de Otero, pero se diferencia sustancialmente con éstas por la
mkorfología que da el cuerpo plutónico. También se encuentra cortado por los diques
y fracturas que cortan al otro granito (Tornos, 1990).
Plutón de Navalcubilla
Al sur de la zona aflora el Plutón de Navalcubilla, con una extensión muy
pequeña (apenas supera 1 km2), con forma triangular y más alargado en dirección N-S.
Está estrechamente relacionado con las mineralizaciones. Presenta contacto neto con
las dos unidades anteriores, y no presenta un cambio por contacto, en las zonas de
borde del mismo.
En algunas zonas, el plutón se presenta por encima de las otras unidades de la
zona, mientras que en otras se encuentra por debajo de ellas. Dentro del plutón se
encuentran dos tipos de litologías asociadas: una de tipo porfídico, y otra de tipo
leucogranítico, que están ligadas a los procesos de mineralización del Sn-W (Tornos,
1990).
Diques microdioríticos
Se extienden por todas las rocas circundantes, y su tamaño varía de entre
pocos centímetros de espesor, hasta los 10 m., alcanzando hasta los 300 metros de
longitud (Tornos, 1990).
Éstos diques se caracterizan por un color verdoso y tamaño de grano fino. Se
pueden clasificar en dos grupos:
- Diques con orientación E-W, con potencia de hasta 1 m. muy alterados por
el hidrotermalismo, con mucho contenido en clorita y albita.
- Diques con orientación N-S, buzamientos variables y mucho más tardíos
que los otros. La potencia de éstos es mucho menor y la alteración
hidrotermal es también menos marcada. (Tornos 1990)
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2.3. Rocas metamórficas
Las rocas que aparecen en la zona del Cerro de Almadenes se limitan al
macizo de El Caloco, y en una pequeña área de la zona más cercana al cerro. En
general, las rocas metamórficas están afectadas por un metamorfismo de grado alto,
con una foliación S2 dominante, con zonas miloníticas y algo de migmatización.
Paragneises
Los minerales dentro de éste conjunto son poco distinguibles por la intensa
alteración hidrotermal que ha sufrido. Está formado por cuarzo, plagioclasa, biotita, y a
veces presenta almandino, sillimanita, feldespato potásico y cordierita (Tornos 1990).
Ortogneises grandulares
Presentan una asociación de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y biotita,
con algo de almandino y turmalina como accesorio. (Tornos, 1990)
Mármoles y rocas de silicatos cálcicos (Serie Verde I)
Se encuentran intercalados con los paragneises, y están directamente
relacionados con la mineralización del Cerro de Almadenes. Se tratan de pequeños
cuerpos con forma de lentejones, que tienen hasta 80 metros de potencia, con algunas
alteraciones a silicatos cálcicos, aunque son muy poco abundantes.
Los mármoles se encuentran como cuerpos lentejonares, muy estirados, de
color blanco, acompañados de una foliación de tipo milonítico, con una retrogradación
marcada. A pesar de la alteración tectónica y la retrogradación, en algunas zonas aún
se puede diferenciar la mineralogía original.
Skarn (Serie Verde II)
Sobre el mármol antes descrito, mediante reemplazamientos se desarrolla un
skarn cálcico complejo, de tonos verdes en general (de la cual proviene el nombre de
“Serie Verde”) (4) y tamaño de grano de fino a medio. En el mismo se da una sucesión
zonal de los minerales de alta temperatura, que es anterior a la falla. También se
encuentra una sucesión de aposkarns (skarns retrógrados) con una gradación de alta
temperatura y post o sin-tectónicos a la banda de cizalla (Casquet y Tornos 1984).
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(4) Aspecto del afloramiento de la Serie Verde en el Cerro de Almadenes
El contacto del skarn sobre los mármoles es un contacto irregular y neto. En la zona más próxima al mármol, se da una zona de granatita formada por granate y clinopiroxeno; y una zona más externa formada por clinopiroxenita con clinopiroxeno, y algo de esfena, esfalerita y scheelita. Ésta última zona es la que ocupa mayor proporción dentro del propio Cerro de Almadenes. Las zonas con un exceso de Al2O3 se forma vesubianita (Tornos y Casquet 1984).
El aposkarn, se encuentra situado por encima del skarn y tiene unas relaciones complejas, relacionadas con el movimiento de la banda de cizalla que lo corta. En primer lugar, existe un aposkarn epidotítico, con clinozoisita y epidota (5) y algo de cuarzo, fluorita, scheelita, esfena y minerales opacos. El segundo aposkarn es anfibólico y está discordante con el primero, lo cual indica una fase posterior. El segundo aposkarn está formado por anfíbol y algo de clorita, scheelita y opacos (Tornos y Casquet 1984).
Clorititas (Serie Verde III)
Se encuentran también dentro del Granito de Otero; se encuentran formadas por clorita, y otros minerales que, a veces, llegan a proporciones importantes, tales como fluorita y cuarzo (6, 7).
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(5) Epidota y clorita en el skarn de la Serie Verde
(6, 7) Clorititas en el Cerro de Almadenes (Zonas oscuras)
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3. INTERPRETACIÓN
3.1. Tectónica
Una de las características más notables del Cerro de Almadenes es el hecho
de que la mineralización del mismo esté ligada directamente a la evolución tectónica
de la zona. Se producen deformaciones de tipo frágil-dúctil asociadas a
hidrotermalismo, con una fase previa de deformación dúctil y una fase posterior de
fracturación con relación a una etapa tectónica pérmica y otra alpina (Tornos 1990).
Fase dúctil hercínica
Asociado a la orogenia hercínica, existe una primera fase de deformación
dúctil, que se manifiesta en una foliación general en todo el afloramiento, ligada a la
migmatización, correspondientes a una s2, mucho más marcada, y que cubre a la s1
(Tornos, 1990).
Fase dúctil-frágil tardihercínica
La fase tardihercínica es la más importante en la zona, debido a que la zona
de cizalla que cubre el yacimiento de Otero de Herreros pertenece a ésta fase
tectónica. Ésta fase se caracteriza por una deformación de dúcil-frágil a frágil, ligada a
un episodio de actividad hidrotermal que afecta al cerro y conforma la Serie Verde.
La fase tectónica se caracteriza por tres etapas, en cada una de las cuales se
producen roturas en la roca que provocan la circulación de fluidos, efecto aumentado
por la enorme porosidad secundaria existente, que provocan la mineralización dentro
del skarn (Tornos 1990).
1ª etapa: Formación de episienitas, de formación sincrónica y posterior a la
deformación. Se reconocen en la zona hasta cuatro bandas de sienitas, formadas sobre
granitoides. Éstas episienitas se caracterizan por un color anaranjado (7). Se produce
una pérdida de cuarzo y aumenta la cantidad de feldespatos, dando un aspecto muy
alterado, debido al hidrotermalismo (Tornos y Casquet, 1984).
2ª etapa: Se produce la deformación principal en los cuerpos de granitos y
dentro de la Serie Verde. En ésta etapa se produce la banda de cizalla principal, con
una dirección de 100 NE y un buzamiento aproximado de 60º al SW. Presenta unos 10
km. de longitud y la banda cubre hasta 100 m. de potencia, afectando a granitos y
rocas metamórficas. En ésta etapa se atribuye la alteración hidrotermal, generando
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silicificación, sericitización y cloritización en los granitos y skarnificación en los
mármoles.
(7) Afloramiento de episienitas, en el que se aprecia el tono anaranjado de la alteración.
En esta etapa se produce además la foliación dentro de los mármoles de la
Serie Verde, que se caracteriza por una orientación de los granos de carbonato dando
lugar a una textura milonítica.
3ª etapa: A escala cartográfica, la deformación producida por ésta etapa no
tiene una gran importancia, pero a menos escala sí. Localmente reactivan y cortan a las
estructuras anteriores, y presentan un relleno fundamentalmente clorítico (8). Aunque
pequeñas, las fracturas y rellenos producidos en esta etapa son fundamentales, ya que
son los responsables del enriquecimiento de la Serie Verde. Como en resto de etapas,
se produce una alteración hidrotermal que sigue una dirección aproximada de N-S
(Tornos 1990).
Fase de deformación póstuma
Se produce una última fase de deformación, que no tiene mucho que ver con
las anteriores. Se desarrollan fracturas y diques rellenos de cuarzo (9), con
reactivaciones sobre las estructuras previas.
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(8) Fracturas milimétricas rellenas de clorita, asociadas a la etapa 2 de la fase
post hercínica
(9) Diques de cuarzo de la fase póstuma de deformación
Los diques de cuarzo no presentan una mineralización aparente, y se
extienden hasta 5 km, subverticales y con dirección NNE. También se desarrollan
fracturas asociadas, sin relleno hidrotermal (Tornos, 1990).
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3.2. Mineralización
La mineralización se encuentra diseminada en el aposkarn cálcico y en las
clorititas, en el interior de la Serie Verde. Ésta se encuentra más acusada en torno a la
zona de contacto con el granito, debido a que la banda de cizalla se encuentra más
cercana al mismo.
La scheelita se presenta como grandes granos, dispersos en las granatitas
(zona de alta temperatura del skarn) e intersticial en la zona de epidota. La
mineralización de W, así como de Sn se encuentra, en su mayor parte, en la parte de
más baja temperatura, en las zonas de anfibolitas y clorititas, cerca del contacto con el
granito, contacto que es de tipo tectónico.
El resto de la mineralización está mayoritariamente asociado a epidotas,
anfibolitas y clorititas, exceptuando la esfalerita, que aparece abundante en
clinopiroxenitas.
La mineralización principal se caracteriza por la asociación de pirita,
calcopirita (10), magnetita, cobres grises, esfalerita, galena, molibdenita, bismuto
nativo, bismutina, y sulfosales de Cu-B-Pb. La magnetita es más temprana con respecto
a los minerales Cu-S, mientras que el resto de minerales son más tardíos.
Otras mineralizaciones menos importantes incluyen sulfuros pobres en S
(cobaltina, pirrotina y arsenopirita), más tempranos que el resto de la mineralización.
También se puede encontrar bornita tardía y pirita, sustituyendo localmente a la
calcopirita en fracturas más tardías.
(10) Mineralización de calcopirita sobre clorita y feldespatos.
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4. CONCLUSIONES
El yacimiento del Cerro de Almadenes es un skarn ligado a una fase tectónica
post hercínica. Se encuentra cortado por una banda de cizalla, que cubre parte de la
zona hasta varios kilómetros. Dicho skarn se encuentra rodeado de complejos
plutónicos que se han visto afectados por la tectónica hercínica y posteriores.
La zona ha sufrido de una fuerte alteración hidrotermal, muy ligada a la
tectónica y a las fracturas producidas por la misma. La alteración hidrotermal,
producto de la banda de cizalla del skarn, altera el mármol del Cerro de Almadenes y
los gneises y granitos circundantes, produciendo lo que llamamos como “Serie Verde”,
en la que se encuentra la mayor parte de la mineralización.
Ésta se compone de una asociación de py-clpy-mag con otros minerales
menos abundantes. Como minerales económicos se encuentran el W y el Sn,
diseminados y asociados al aposkarn de más baja temperatura.
5. BIBLIOGRAFÍA
- Bellido, F., Fuster, J.M., (1990) Mapa geológico de España, serie MAGNA,
(1:50.000), hoja nº 505 (El Espinar). IGME, Madrid
- Navidad, M., Peinado, M., (1977) Facies vulcanosedimentarias en el
Guadarrama Central (Sistema Central Español) Studia Geol., 12, págs. 137-
159
- Tornos, F., Casquet, C. (1984) La mineralización de W-Sn-Cu-Zn-Pb de Otero
de Herreros (Segovia). Un skarn con una zona de cizalla superpuesta. I Congreso
español de geología : Segovia del 9 al 14 de abril de 1984, Vol. 2, págs. 703-718
- Tornos, F. (1990) Los skarns y mineralizaciones asociadas del Sistema
Central español. Modelo de caracterización petrológica, geoquímica y
metalogénica. Tesis doctoral, Madrid. págs. 26-291
- Villaseca, C. (1983) Evolución metamórfica del sector centro septentrional
de la Sierra de Guadarrama. Tesis doctoral, dpto. de petrología U.C.M. 327
pp.
