Los yacimientos de talco de Puebla de Lillo4 · 2017-07-02 · Esta roca carbonatada, en la zona...

Guía de la visita

a los yacimientos

de talco de

Puebla de Lillo

Agustin Martin‐Izard, Mercedes Fuertes‐Fuente,

Antonia Cepedal, Jesús García‐Iglesias

Universidad de Oviedo

Margarita Rodríguez Fernández

Luis Villa Iglesias

MINERSA

Oviedo, 7 de Julio de 2017

XXXVI Reunión de la Sociedad Española de Mineralogía

Guía de la visita a los yacimientos de talco de Puebla de Lillo

Agustin Martin‐Izard1, Mercedes Fuertes‐Fuente1, Antonia Cepedal1, Jesús García‐Iglesias2 1Departamento de Geología, Universidad de Oviedo 2Departamento de Explotación y Prospección de Minas, Universidad de Oviedo

Programa

‐ 9:00 h. Salida de Oviedo hacia Puebla de Lillo.

‐ 10:00 a 10:30 h. PARADA 1: Introducción a la geología regional.

‐ 11:00 a 14:00 h. PARADA 2: Visita del yacimiento de talco de La Respina.

‐ 14:30 a 16:00 h. Comida en Puebla de Lillo.

‐ 16:30 a 17:30 h. PARADA 3: Visita afloramiento de talco en fractura en la zona de San Andrés.

‐ 18:00 h. Regreso a Oviedo.

Mapa del recorrido

Visita patrocinada por MINERSA

Esta guía de la visita ha utilizado como documentos base las publicaciones de Hardy (1980) y Tornos y Spiro (2000). Incluye una presentación realizada por Margarita Rodríguez Fernández y Luis Villa Iglesias.

RESUMEN

Los yacimientos de talco de Puebla de Lillo (Zona Cantábrica del orógeno Varisco) están

desarrollados sobre dolomías de origen hidrotermal (Tornos y Spiro, 2000), formadas a partir de

calizas carboníferas conocidas como Caliza de Montaña. Esta roca carbonatada, en la zona del

yacimiento, se deposita directamente sobre la cuarcita de Barrios, de edad Ordovícica, con la

que también puede estar en contacto por fractura. Estas rocas están afectadas por un

metamorfismo regional de grado muy bajo, pero han sufrido una intensa deformación tectónica

con desarrollo de numerosos cabalgamientos y fracturas. Los cuerpos de talco se han formado

por un proceso de reemplazamiento metasomático de las dolomías en zonas próximas a su

contacto, tanto estratigráfico como tectónico, con las cuarcitas, y de las propias cuarcitas. Rocas

dolomitizadas como las que albergan los depósitos de talco son frecuentes en la Zona

Cantábrica, aunque la mayor parte de las veces son estériles y únicamente en el área de Puebla

de Lillo se han formado yacimientos de talco que, hasta tiempos recientes, han tenido interés

económico. En el yacimiento se han reconocido 4 eventos hidrotermales (Tornos y Spiro, 2000).

Los dos primeros desarrollan dolomías grises (I) y beiges (II) con algo de cuarzo y se reconocen

a nivel regional. El tercer evento hidrotermal produce una dolomitización de color blanco y

grano grueso (III) que está directamente relacionada con la formación del talco. Hay un estadio

final caracterizado por una dolomita porosa (IV) con cuarzo y calcita.

ABSTRACT

The talc deposits of Puebla de Lillo (Cantabrian zone, Variscan belt of Iberia) are hosted by

hydrothermal dolostones (Tornos y Spiro, 2000), replacing Carboniferous limestones and are

generally located adjacent to Ordovician quartzites. The talc orebodies occur as metasomatic

replacement zones of the dolostones near faults or lithologic contacts and, to a lesser extent, as

replacements of the nearby quartzites or slates. These rocks are affected by a very low grade

regional metamorphism but occur in a highly deformed setting with abundant thrusts and faults.

Dolostones similar to those hosting the talc deposits are widespread in the Cantabrian zone;

most of them are barren, although a few host epithermal sulfide mineralization. Four

hydrothermal events are recognized (Tornos y Spiro, 2000). The first two formed gray (I) and

beige (II) hydrothermal dolostones (± quartz), very similar to the regional barren dolostones. The

third, a white coarse‐grained dolomite (III) is directly associated with the talc. The final episode

is characterized by late‐stage vuggy dolomite (IV), calcite, and quartz.

INTRODUCCIÓN Los yacimientos de talco de interés económico tienen su origen en metamorfismo retrógrado,

alteración de rocas ultrabásicas y metasomatismo rico en sílice de dolomías, aunque también se

forma talco en otros ambientes. En la Península Ibérica hay mineralizaciones de talco asociadas

tanto a rocas ultrabásicas como a dolomías (Tornos y Spiro, 2000). Los yacimientos de Puebla de

Lillo están asociados a rocas calizas dolomitizadas y han sido previamente descritos por Hardy

(1980), Hardy et al. (1980), Casquet y Tornos (1984), Rodas y Luque (1992), y estudiados en

detalle por Tornos y Spiro (2000), quienes caracterizan la alteración hidrotermal mediante

inclusiones fluidas y geoquímica isotópica. La mayor parte de los datos aquí presentados se han

obtenido de dichos trabajos.

ENTORNO GEOLÓGICO

El área en la que están los yacimientos de talco se localiza en la zona Cantábrica (Fig. 1A), que

corresponde a la zona externa de pliegues y mantos del arco Ibero‐Armonicano del orógeno

Varisco (Pérez Estaún y Bastida, 1990). Dentro de la Zona Cantábrica, el yacimiento se sitúa en

la Unidad del Manto del Ponga en contacto con la cuenca Carbonífera Central al sur (Fig. 1B). En

la secuencia estratigráfica de este sector, parte más externa de la Zona Cantábrica, el

Carbonífero (Formaciones Alba y Barcaliente, esta última con abundantes calizas negras ricas en

materia orgánica) se deposita directamente sobre la denominada cuarcita de Barrios, de edad

ordovícica, al contrario de lo que sucede hacia las zonas más occidentales de la Zona Cantábrica,

donde la sucesión paleozoica es completa con el Silúrico y el Devónico muy bien desarrollados.

Finalmente, sobre esta secuencia preorogénica, se deposita un potente Carbonífero

sinorogénico con abundantes cambios de facies sedimentarias dentro de cada unidad tectónica

(Sánchez Posada et al., 1990; Truyols et al., 1990). Desde un punto de vista estructural, la Zona

Cantábrica (Fig. 1B) es bastante compleja con un amplio desarrollo de mantos y cabalgamientos

en una tectónica de piel delgada. Esta deformación tuvo lugar durante la fase Astúrica

(Westfaliense‐Estefaniense) del Varisco y en ella se desarrollaron cabalgamientos en secuencia

y fuera de secuencia (Fig. 2) y una etapa final de plegamiento y fracturación (Alonso et al., 2009).

Cantabrian Zone

West Asturian Leonese Zone

Central Iberian Zone

Galicia-Trás-Os-Montes Zone

Ossa Morena Zone

South Portuguese Zone

Fig. 1. A: División en zonas del macizo Varisco Ibérico. B: Mapa tectónico estructural simplificado de la

Zona Cantábrica del Arco Astúrico. Se destacan los cabalgamientos mayores y la orientación de los

pliegues paralelos y perpendiculares al arco. La división en unidades tectónicas está adaptada de Weil et

al. (2013) y modificada de Alonso et al. (2009).

En la zona del yacimiento de talco, hay una gran fractura E‐O, la falla de Cofiñal (Fig. 3), paralela

a la falla de León situada más al Sur, que complica la estructura geológica de la zona. Todo este

conjunto, incluido el cabalgamiento fuera de secuencia de la falla de León, es posteriormente

A

B

deformado durante el desarrollo del oroclinal cantábrico del arco Ibero‐Armonicano (Gutiérrez‐

Alonso et al., 2011; Pastor‐Galán et al., 2013). A su vez, alguna de estas fracturas E‐O se pueden

reactivar durante el alpino. Se trata por tanto, de un sistema de fracturación E‐O con una historia

compleja, durante la cual se va a favorecer tanto la intrusión de rocas ígneas como a servir de

conductos para canalizar una intensa actividad hidrotermal que, de acuerdo con Paniagua et al.

(1993, 1996) para los yacimientos de Cu‐Ni‐Co de la zona de Villamanin, tendría una edad

Pérmica. El metamorfismo regional es de grado muy bajo y, únicamente en el entorno de

fracturas que han supuesto canales para la actividad hidrotermal, esta temperatura se

incrementa ligeramente sin llegar en ningún caso a alcanzar la facies de esquistos verdes (García‐

López et al., 2001). En la zona mineralizada no hay presencia de rocas ígneas, aunque en la zona

Cantábrica hay abundantes cuerpos intrusivos de pequeño tamaño que van desde gabros a

granitos (Corretgé et al., 1987) con los que se relacionan numerosas mineralizaciones de oro

(Martin‐Izard et al., 2000) y que estarían relacionados con el desarrollo del oroclinal cantábrico

en el Pérmico (Gutiérrez‐Alonso et al., 2011), estando la edad de los intrusivos datados en la

zona Cantábrica comprendida entre los 300 y 290 Ma (Gutiérrez‐Alonso et al., 2011; Mortensen

et al., 2014). Las rocas ígneas intrusivas de este tipo más próximas se localizan en las poblaciones

de Acebedo y Burón, unos 15 km al este y llevan asociadas mineralizaciones de Sb, As y Au

(Paniagua, 1993).

Fig. 2. Sección geológica de la Zona Cantábrica mostrando los cabalgamientos en secuencia y los fuera de

secuencia (A) y la restauración parcial deshaciendo estos últimos (B). Alonso et al. (2009).

EL YACIMIENTO DE TALCO DE PUEBLA DE LILLO

En la cornisa Cantábrica es muy frecuente la presencia de abundantes áreas dolomitizadas, en

su mayoría controladas por fracturas, que reemplazan a las calizas paleozoicas desde el

Cámbrico al Carbonífero. En general son estériles aunque en ocasiones llevan asociadas

mineralizaciones de elementos metálicos (Cu, Ni, Co, Au, Pb‐Zn o Hg) volumétricamente poco

importantes, aunque algunas en el pasado tuvieron un gran interés económico. En relación con

estos procesos de dolomitización se localizan las importantes mineralizaciones de talco en el

entorno de Puebla de Lillo.

Los yacimientos e indicios de talco se localizan al norte de una importante zona de fractura de

dirección E‐O, la denominada falla de Cofiñal (Fig. 3). Se trata de una falla inversa de gran ángulo

que corta tanto a pliegues como a cabalgamientos y cuya traza es subparalela a la falla de León

situada unos 10 Km al sur. La zona mineralizada forma un cinturón de unos 10 X 2 Km en el que,

además de varios indicios, ha habido dos depósitos mayores, San Andrés, explotada por minería

subterránea entre 1920 y 1992, y La Respina, explotada por minería a cielo abierto entre 1975 y

2010.

18’: Areniscas conspicuas (Gr. Sama)

18: Calizas (Gr. Sama)

17: Areniscas, lutitas, carbón y calizas (Gr. Sama)

16’: Areniscas conspicuas (Gr. Lena)

16: Calizas (Gr. Lena)

15: Calizas (Gr. Lena)

14: Calizas (P. Redonda)

13’: Calizas y areniscas (P. Fresnedo)

13: Lutitas (P. Fresnedo)

12: Calizas (Fm. Fito)

11: Lutitas, areniscas y calizas (Fm. Fito)

10: Calizas (Fm. Escalada)

9: Calizas (Fm. Beleño)

8: Lutitas y areniscas (Fms. Beleño y Ricacabiello)

7: Calizas laminadas (Fm. Barcaliente)

6: Calizas nodulosas y radiolaritas (Fm. Alba)

5: Pizarras negras y liditas o calizas (Fms. Vegamián y Baleas)

4: Conglomerados y areniscas (Fm. Ermita)

3: Cuarcitas (Fm. Barrios)

2: Areniscas, lutitas y limolitas (Fm. Oville)

1: Calizas y dolomias (Fm. Láncara)

Fig. 3. Detalle de la hoja del plan Magna 79 (IGME) de Puebla de Lillo y localización de las dos áreas

mineralizadas de San Andrés (al este) y Respina (al oeste), además de la falla de Cofiñal.

Los estudios previos (Hernández Sampelayo, 1941; Galán y Rodas, 1973; Magnyn‐Feysot y

Thiebaut, 1973; Hardy, 1980; Hardy et al., 1980; Tornos y Spiro, 2000) sugieren que la

mineralización se formó por dolomitización y posterior talquitización de las calizas carboníferas

(formaciones Alba y Barcaliente) en zonas próximas a su contacto, tectónico o sedimentario, con

la cuarcita ordovícica (formación Barrios) en áreas muy tectonizadas y afectadas por la falla de

Cofiñal, de dirección E‐O, que pone en contacto las rocas del manto del Ponga (unidad

mineralizada) con las de la Cuenca Carbonífera Central (Tabla 1).

El área mineralizada de La Respina (Fig. 3) se localiza en una zona estructuralmente compleja

que forma un sinclinal aproximadamente N‐S vergente al oeste, con las formaciones Alba y

Barcaliente en su núcleo rodeadas por la formación Barrios. Este sinclinal está atravesado de N

a S por las rampas laterales de dos escamas de cabalgamientos de la secuencia normal, por lo

que se trataría de un pliegue de propagación (ITGME, 1990). El sinclinal, cuyo límite por el sur

sería la falla de Cofiñal, está a su vez afectado por varias fracturas subparalelas o ligadas a dicha

falla. Aunque con menor claridad, esta situación también parece darse en las mineralizaciones

de San Andrés (Fig. 3), donde hay varias fracturas de direcciones N‐S y ONO‐ESE. Es de destacar,

tal y como inciden Tornos y Spiro (2000), que esta situación tectonoestratigráfica se da en más

lugares de la Zona Cantábrica, aunque no se hayan encontrado yacimientos de talco fuera de

esta zona. Por otro lado, las mineralizaciones de mercurio del yacimiento de Escarlati (Martin‐

Izard et al., 2009), en el puerto de Las Señales (a unos 10 Km al NE de las mineralizaciones de

talco) se formaron en una situación de disposición tectónica equivalente, es decir, una rampa

de cabalgamiento de dirección N‐S cortada por fracturas E‐O, pero en una región, el manto de

Riosol‐Mampodre, donde no hay cuarcita de Barrios y la caliza carbonífera se sitúa directamente

sobre la formación Láncara (Cámbrico inferior).

Unidad Descripción Edad

Secuencia preorogénica

Fm. Láncara

Fm. Oville

Fm. Barrios.

Fm. Alba.

Fm. Barcaliente.

Calizas y dolomías.

Areniscas y pizarras verdosas.

Cuarzo-arenitas y conglomerados (~500 m).

Calizas nodulares blancas, pizarras, alternancia de radiolaritas rojizas, calizas nodulosas rojizas, y calizas masivas con intercalaciones pizarrosas (Caliza Griotte).

Calizas laminadas gris oscuras y calizas homogéneas biomicríticas con materia orgánica (~0.18%), y niveles carbonosos con pirita, parcialmente reemplazadas por mármoles.

Cámbrico inferior

Cámbrico medio-Tremadoc

Areniginiense

Tournasiense tardío -Namuriense A

Namuriense A-B

Secuencia sinorogénica

Un

idad

del

Pon

ga

Fm. Ricabiello.

Fm. Beleño.

Fm. Fresnedo.

Pizarras rojas con escasos nódulos de Mn y algunas calizas.

Pizarras grises con nódulos ricos en siderita, areniscas, cuarcitas y escasas calizas.

Pizarras con escasas areniscas y calizas.

Namuriense B

Namuriense B-Westfaliense A

Namuriense B- Westfaliense A

Cu

enca

C

arb

oníf

era

Cen

tral

Fm. Peña Redonda.

Grupo Lena.

Fm. Lois

Calizas masivas.

Areniscas, calizas y pizarras con capas de carbón.

Calizas, areniscas y pizarras

Westfaliense A-B

Westfaliense C-D

Westfaliense C-D

Tabla 1. Características generales de las unidades estratigráficas del área de Puebla de Lillo. Adaptada de

Tornos y Spiro, (2000) y basada en datos de Hardy (1980), ITGME (1990) y Sánchez Posada et al. (1990).

En el yacimiento de La Respina (Fig. 3), la mineralización de talco tiene una geometría

aproximadamente elipsoidal, de límites irregulares, con el eje mayor marcado por la rampa

lateral del cabalgamiento y ramificándose lateralmente según fracturación ONO‐ESE a NO‐SE

presente en la zona. Por ello, la mineralización tiene un fuerte control estructural y corta la

estratificación, aunque el proceso metasomático también utiliza los planos de estratificación y

contactos estratigráficos para penetrar por ellos. El cuerpo principal de talco se desarrolla sobre

la caliza de Barcaliente a lo largo de la fractura central N‐S que marca el núcleo del sinclinal (Figs.

4 A‐D). En el sector E del yacimiento, la talquitización se prolonga a lo largo de una fractura NO‐

SE, con buzamientos entre 60 y 80o al este, extendiéndose unos 250 metros con una potencia

que oscila entre 10 y 30 metros. En el sector W, la mineralización está condicionada por los

sistemas de fractura de direcciones N‐S y ONO‐ESE, además también de otras discontinuidades

como la estratificación, formando bolsadas y venas de tamaño desde centimétrico hasta

métrico.

En la antigua mina de San Andrés (Fig. 3) se explotaron masas lenticulares de talco de hasta 30

metros de potencia desarrolladas a favor de una fractura subvertical N 110° E que pone en

contacto la dolomitizada caliza de Barcaliente con la cuarcita de Barrios (Figs. 4 E, F). Las masas

mineralizadas reemplazan tanto Barcaliente como Barrios, según fracturas de menor magnitud,

juntas de estratificación o diaclasas.

En ambos sectores los cuerpos minerales han sido localmente modificados tanto por la

reactivación de fracturas que los brechifican, como por procesos superficiales de tipo glaciar y

fluvio‐glaciar que forman depósitos enriquecidos en talco (localmente denominados “Mogote”)

o rellenando oquedades kársticas.

Los procesos de dolomitización

En el área de La Respina todas las calizas están dolomitizadas epigenéticamente, mientras que

en San Andrés esta dolomitización es menos intensa. Estos procesos de dolomitización afectan

a las estructuras variscas, por lo que son claramente tardi a postorogénicas. Tal y como describe

Hardy (1980), en el área se pueden distinguir 4 tipos diferentes de procesos de dolomitización

hidrotermal afectando a la caliza de la Fm. Barcaliente, desarrollando los tres primeros rocas de

grano fino a medio, mientras que el cuarto forma cristales de dolomita de grano grueso. Sin

embargo, la dolomitización de la Fm. Alba es bastante más compleja debido a su gran

heterogeneidad litológica. En la caliza de Barcaliente los procesos de dolomitización definen una

zonación alrededor de las estructuras mineralizadas y es interpretado como debido a un proceso

de reemplazamiento metasomático progresivamente más intenso al aumentar la relación

fluido/roca.

El primer proceso de dolomitización (dolomía‐I) es de grano fino a medio (0.05–0.3 mm) y de

color variable de gris a medio en función del contenido en la caliza de materia orgánica o

filosilicatos. Durante este proceso, la illita se transforma en clorita incrementando

progresivamente su relación Mg/(Mg+Fe) evolucionando de ripidolita a clinocloro‐pennita

(Hardy, 1980). A su vez, la Formación Alba se reduce y silicifica, pasando de su característico

color rojo a un color gris por piritización del hierro y cloritización de la illita (Hardy, 1980).

Durante el proceso de dolomitización muchas de las características originales de las rocas se

pueden reconocer, como son las juntas de estratificación.

El segundo proceso de dolomitización (dolomía‐II) forma una dolomía masiva de grano medio a

grueso (0.1–3 mm) de color beige y en la que únicamente se observan texturas cebradas (Fig.

5). En ella, la illita, clorita, pirita y materia orgánica suelen estar presentes como inclusiones o

rellenando espacios intercristalinos. También es frecuente observar cavidades rellenas por

cuarzo y dolomita distribuidas irregularmente. Localmente se puede observar como la dolomía‐

II reemplaza a la dolomía‐I además de a las calizas de las formaciones Alba y Barcaliente.

El tercer proceso de dolomitización (dolomía‐III) de lugar a una dolomía sacaroidea de tamaño

de grano (1‐5mm) en general mayor que la dolomía‐II a la que reemplaza parcialmente. Contiene

escasos cristales de pirita y algo de cuarzo como accesorio, además de óxidos de hierro

formando bandas o estructuras botroidales de Liesegang. Esta dolomía‐III es la más interna de

todas y se localiza cerca de las zonas de fractura que controlan el desarrollo de los cuerpos de

talco.

Fig. 4. Fotografías de la corta del yacimiento de La Respina A‐D, en explotación y su situación actual. A y

B: Vista hacia el sur de la corta. C y D: Vista hacia el norte de la corta. E: Fotografías del entorno del

yacimiento de San Andrés, donde se observa el contacto tectónico entre la cuarcita de Barrios (derecha)

y las calizas carboníferas (izquierda), resaltado por el tipo de vegetación desarrollado en cada caso: brezo

en suelo silíceo y herbáceas en suelo alcalino. F: Detalle del contacto mineralizado con talco.

A B

E F

C D

Es de destacar que la porosidad de las rocas dolomitizadas se incrementa desde la dolomía‐I a

la III junto con el tamaño de grano. También los accesorios (clorita, illita, pirita y materia

orgánica) disminuyen desde la dolomía‐I a la III, mientras que en ese mismo sentido aumentan

los óxidos de hierro.

El cuarzo es siempre una fase accesoria pero muy extendida, formando agregados radiales de

cristales bipiramidales, que se presentan aislados o en bolsadas, mayoritariamente en las

dolomías‐II y III. También se forma apatito, mucho más frecuente en la dolomitización de la Fm.

Alba.

Talquitización de las dolomías y cuarcitas

Aunque la mayor parte del talco está encajado en las dolomías, una parte de él también

reemplaza a la cuarcita de Barrios, a las radiolaritas de la formación Alba o, en raras ocasiones,

a calizas sin dolomitizar de Barcaliente o Beleño (Tabla 1). En detalle, el contacto entre el talco

y las dolomías es muy irregular y aprovecha cualquier discontinuidad como fallas, fracturas o

estratificación para desarrollarse. Los mayores cuerpos de talco reemplazan a la dolomía‐III,

pero el talco también reemplaza áreas afectadas por las otras etapas de dolomitización. Cuando

el talco reemplaza a la dolomía‐III el contacto es, normalmente, neto a escala milimétrica,

desarrollándose un talco de color blanco a algo amarillento que conserva las mismas texturas

reconocidas en la dolomía. Cuando reemplaza a las dolomías‐I y II, más impuras, la talquitización

es más heterogénea y nuclea a lo largo de microfisuras o impurezas que son reemplazadas por

talco verdoso o negro. Este reemplazamiento mimetiza las estructuras previas de la dolomita

incluyendo las texturas cebradas, sacaroidales o bandeadas, texturas que se pierden cuando el

talco es progresivamente más blanco. Finalmente, cantidades menores de talco blanco

precipitan en huecos o venas. La pirita, con pequeñas inclusiones de pirrotita, así como apatito

y circón presentes en los parches centimétricos de clorita son accesorios también presentes.

Cuando la cuarcita es reemplazada por talco su contacto es neto y el talco formado es muy puro

aunque con algo de cuarzo residual. Clorita y pirita son accesorios que pueden estar presentes.

A veces, en este talco quedan residuos no reemplazados de minerales accesorios de la cuarcita

como turmalina, circón, apatito o epidota.

1.

Fig. 5. A: Dolomía beige con texturas cebradas (dolomía‐II). B: Dolomía cebrada parcialmente talquitizada,

preservándose la textura.

A B

El reemplazamiento de las radiolaritas de la formación Alba es similar pero el talco producido es

verdoso y de baja calidad. Las pizarras intercaladas se transforman en masas de clorita con

lixiviación del cuarzo (Hardy, 1980).

Eventos hidrotermales post talco

Los procesos hidrotermales que pos‐datan la formación del talco son numerosos y localmente

importantes, dando lugar a masas de tamaño métrico que rellenan huecos y bolsadas de una

dolomita en gruesos cristales rosa‐blancos (dolomita IV) con calcita, cristales radiales de cuarzo

y pirita, que reemplazan a la dolomita III. También se reconoce una silicificación tardía que da

lugar a cuarzo lechoso que reemplaza el talco y la dolomita, y un sistema de venas de calcita que

corta todo.

Fig. 6. Diferentes aspectos de las mineralizaciones de talco en La Respina. A y B: talco masivo blanco y

cebrado. C: Talco cebrado. D: “Mogote”.

Estudios de inclusiones fluidas e isótopos estables y radiogénicos

Tornos y Spiro (2000) realizan un estudio de inclusiones fluidas y analizan con detalle tanto

isotopos estables (13C, 18O, 32S, D), como radiogénicos (87Sr/86Sr) en las rocas encajantes y

de los procesos de dolomitización y mineralización.

D

BA

C

A partir de los datos obtenidos con el estudio de inclusiones fluidas en cristales de dolomita y

cuarzo de las etapas de dolomitización III y IV, estos autores establecen que los fluidos

involucrados fueron acuosos, con salmueras conteniendo NaCl‐CaCl2 y salinidades variables

comprendidas entre 0–23 wt % NaCl equivalente, y bajos contenidos en CO2 (0.003–0.01 XCO2).

Los datos obtenidos junto a consideraciones termodinámicas y regionales indican que los

eventos de dolomitización‐I y II tuvieron lugar a temperaturas comprendidas entre 100 y 280ºC,

la dolomitización‐III y depósito del talco entre 280 y 405ºC y los procesos post‐mineralización

entre 65 y 170ºC. La presión durante el proceso mineralizador fue baja, probablemente entre

165 y 450 bares.

Los valores 18O de los diferentes procesos de dolomitización reflejan la interacción de un fluido

pobre en 18O con las calizas encajantes, observándose un descenso progresivo del valor de δ18O

desde 19.9‰ ± 4.0 (dolomía‐I) a 17.2‰ ± 6.2 (dolomía‐II), y finalmente 16.8‰ ± 1.9 (dolomía‐

III). El talco que reemplaza las dolomías tiene un valor de 18O homogéneo, comprendido entre

10.7 y 12.7‰, mientras que el valor de δD se sitúa entre –64 y –62‰. Sin embargo el talco que

reemplaza a las cuarcitas, pizarras y calizas impuras tiene valores de δ18O más variables y más

empobrecidos en 18O (8.1‰, 9.0‰ y 11.5‰, respectivamente). La dolomita‐IV tiene un valor

δ18O de 14.7‰ ± 3, mientras que el cuarzo asociado lo tiene de 13.0 a 15.7‰.

Estos resultados de los isótopos de oxígeno indicarían un desequilibrio isotópico sistemático de

entre los minerales hidrotermales. La combinación de los resultados de δ18O‐87Sr/86Sr apoya la

idea de una evolución hidrotermal en la que se dio una mezcla de fluidos. Durante los procesos

de dolomitización dominarían fluidos de tipo salmueras profundas equilibradas con las rocas

siliciclásticas (δ18O > 5–7‰; 87Sr/86Sr ≥ 0.7090), que gradualmente se fueron mezclando con

fluidos meteóricos parcialmente desequilibrados con las rocas del basamento. El fluido

hidrotermal durante la formación del talco tendría una composición isotópica de δ18O = 5.0 a

7.9‰, con valores de δD cercanos a –70‰, mientras que los fluidos tardíos fueron

mayoritariamente de origen meteórico (δ18O < 0‰; 87Sr/86Sr ≥ 0.7086). Los valores del δ13C de

todos los carbonatos hidrotermales estudiados (–2 to +4.9‰) son indicativos de una fuente de

C controlada por las calizas encajantes, de acuerdo también con los datos de XCO2 del fluido.

Por lo que respecta a los isótopos de azufre en la pirita, los valores δ34SCDT están comprendidos

entre –3.8 y +10.2‰, indicando también en este caso una doble procedencia, las calizas

encajantes y la secuencia siliciclástica del basamento (Tornos y Spiro, 2000).

MODELO GENÉTICO

En la formación de los yacimientos de talco de Lillo confluyeron factores estructurales y

litológicos. Por un lado, un factor que se considera esencial es la especial situación que tiene la

cuarcita de Barrios respecto de los niveles carbonatados de la caliza de Montaña, junto a la

propia dolomitización de las rocas carbonatadas, que es un fenómeno generalizado en la Zona

Cantábrica (Hardy, 1980 y Tornos y Spiro, 2000). Por otro lado, se trata de un área

particularmente afectada por cabalgamientos (en secuencia y fuera de secuencia), fracturación

y su reactivación durante el desarrollo del oroclinal cantábrico en el Pérmico. En este caso, y al

igual que ocurre en la cercana mina de Sb‐Hg de Escarlati (Martin‐Izard et al., 2009), la estructura

principal que controla la mineralización es una rampa con dirección N‐S de un antiguo

cabalgamiento, desde la que se abren otras estructuras NO‐SE y ENE‐OSO, de manera mucho

más notable las primeras y más difusa las segundas. En el yacimiento de Escarlati, donde no hay

cuarcita de Barrios y las calizas carboníferas yacen sobre los materiales del Cámbrico, se produjo

una rotación horaria del eje de esfuerzos, posiblemente en relación con el desarrollo del

oroclinal, de manera que durante el momento mineralizador la compresión máxima (1) estaría

N‐S y por tanto la extensión máxima (3) tendría una dirección E‐O, lo que facilitó la apertura y

brechificación de la viejas estructuras N‐S y fracturación satélite con una posición adecuada

(Martin‐Izard et al., 2009). En Lillo, todas estas estructuras son cortadas por la gran fractura E‐O

de Cofiñal que no tendría una posición adecuada para ser susceptible de mineralizarse y que,

como ya se ha mencionado se trataría de un cabalgamiento fuera de secuencia reactivado como

falla inversa durante el desarrollo del oroclinal cantábrico, y en etapas posteriores.

Desde un punto de vista químico, tal y como indican Tornos y Spiro (2000), los factores

determinantes van a ser la presencia de fluidos hidrotermales cargados en magnesio (presentes

a escala regional), la disponibilidad de sílice (condicionante local que supone el contacto físico

de la cuarcita de Barrios con las zonas dolomitizadas), un aumento progresivo de la temperatura,

hasta alcanzar los 400ºC durante las etapas de talquitización, y presiones bajas (<450 bares).

Estos fluidos fueron acuosos de baja salinidad y con un contenido muy bajo en CO2. La fuente

de magnesio sería, como indican Tornos y Spiro (2000), la liberación del Mg durante la diagénesis

y maduración de las esmectitas para transformarse en montmorillonitas e illitas (Lydon, 1983).

La conclusión es que tanto la dolomitización como la talquitización están relacionadas con un

flujo de fluidos ricos en Mg y sílice que reaccionan con las calizas. Este proceso, que requiere de

un incremento notable del flujo térmico (Tornos y Spiro, 2000), parece difícil que se relacione

con los procesos alpinos, dado que no hay ninguna evidencia de que éstos alcancen esas

temperaturas. Sin embargo, el desarrollo del oroclinal cantábrico durante el Pérmico lleva

asociado un importante magmatismo que se manifiesta en superficie como pequeños

apuntamientos generalizados en toda la zona Cantábrica y que habrían aumentado de manera

notable la temperatura de las aguas formacionales profundas ricas en Mg equilibradas con las

rocas siliciclásticas (δ18O > 5–7‰; 87Sr/86Sr ≥ 0.7090). Estos fluidos calentados serían liberados

durante la compresión N‐S a favor de las fracturas que tuvieran una orientación adecuada para

abrirse (falla de la Respina y satélites) y en las zonas en contacto entre la cuarcita de Barrios

(fuente de SiO2) y las calizas carboníferas se formarían los yacimientos de talco. Estos fluidos

hidrotermales gradualmente se fueron mezclando con fluidos meteóricos parcialmente

desequilibrados con las rocas del basamento dando lugar a la etapa hidrotermal última a mucha

menor temperatura y sin talco.

REFERENCIAS

Alonso, J.L., Marcos, A., Suárez, A. (2009). Paleogeographic inversion resulting from large out of sequence breaching thrusts: The León Fault (Cantabrian Zone, NW Iberia). A new picture of the external Variscan Thrust Belt in the Ibero‐Armorican Arc. Geologica Acta, 7‐4, 451‐473.

Casquet, C., y Tornos, F. (1984). Mineralizaciones españolas de talco. Aspectos genéticos y de exploración. En: Aksyuk, A., et al., eds., II Curso de Rocas Industriales. Madrid, SICUE, Fundación Universidad Empresa, 348–376.

Corretgé, L.G., Cienfuegos, I., Cuesta, A., Galán, G., Montero, P., Rodriguez Pevida, S., Suarez, O., Villa, L. (1987). Granitoides de la región palentina (Cordillera Cantábrica, España). Memorias Facultad Ciencias Universidad Porto, 1, 469–501.

Galán, E., y Rodas, M. (1973). Contribución al estudio mineralógico de los depósitos de talco de Puebla de Lillo (León). Boletín Geológico Minero, 84, 347–365.

García‐López, S., Bastida, F., Aller, J., Sanz López, J. (2001). Geothermal paleogradients and metamorphic zonation from the conodont colour alteration index. Terra Nova, 13(2), 79‐83.

Gutiérrez‐Alonso, G., Fernández‐Suárez, J., Jeffries, T.E., Johnston, S.T., Pastor‐Galán, D., Murphy, J.B., Franco, M.P., Gonzalo, J.C. (2011). Diachronous post‐orogenic magmatism within a developing orocline in Iberia, European Variscides. Tectonics, 30 (5), 1–17.

Hardy, M. (1980). Etude geologique et mineralogique des gîtes de talc de Puebla de Lillo León, Espagne). Les bilans de transport de Si et Mg. Unpublished Ph.D. thesis, Université Orléans, 230.

Hardy, M., Ildefonse, J.P., Fortuné, J.P., Touray, J.C., García Iglesias, J. (1980) Genèse du talc par diffusion simultanée de magnésium et de la silice: cas des gîtes de Puebla de Lillo Boñar, Leon, Espagne, Implications pour la prospection. Comptes Rendus Académie Sciences Paris, 290, D731–734.

Hernández Sampelayo, P. (1941). Los criaderos de talco de Puebla de Lillo (León). Notas y Comunicaciones, 8, 3–49.

Lydon, 1983 Lydon, J.W. (1983). Chemical parameters controlling the origin and deposition of sediment‐hosted stratiform Zn‐Pb deposits. Mineralogical Association of Canada Short Course Handbook, 9, 175–250.

Magnyn‐Feysot, C., y Thiebaut, J. (1973). Remarques pétrologiques sur la formation du gîte de talc de Puebla de Lillo (Espagne). Toulouse, Bulletin Sociéte History Naturel, 109(1‐2), 150–154.

Martin‐Izard, A., Fuertes‐Fuente, M., Cepedal, A., Moreiras, D., Nieto, J.G., Maldonado, C., Pevida, L.R. (2000). The Rio Narcea gold belt intrusions: geology, petrology, geochemistry and timing. Journal of Geochemical Exploration, 71, 103–117.

Martín‐Izard, A., Gumiel, P., Arias, M., Cepedal, A., Fuertes‐Fuente, M., Reguilón, R. (2009). Genesis and evolution of the structurally controlled vein mineralization (Sb–Hg) in the Escarlati deposit (León, Spain): Evidence from fault population analysis methods, fluid‐inclusion research and stable isotope data. Journal of Geochemical Exploration, 100, 51–66.

Mortensen, J., Martin Izard, A., Cepedal Hernandez, M.A., Fuertes Fuente, M., Lima, A., Creaser, R. (2014). Gold Metallogeny of Northwestern Iberia: Superimposed Orogenic and Intrusion‐Related Mineralization in an Evolving Variscan Orogen. SEG Denver 2014 Conference, Denver, Colorado.

Paniagua, A., Fontboté, L., Fenoll, P., Fallick, A.E., Moreiras, D., Corretgé, L. (1993) Tectonic setting, mineralogical characteristics, geochemical signatures and age dating of a new type of epithermal carbonate‐hosted, precious metal‐five element deposits: The Villamanin area, Cantabrian zone, (Northern Spain). En: Fenoll, P., Torres, J., y Gervilla, F., eds., Granada. Current Research in Geology Applied to Ore Deposits, 531–534.

Paniagua, A., Rodríguez Pevida, L., Loredo, J., Fontboté, L., and Fenoll, P. (1996). Un yacimiento de Au en carbonatos del Orógeno Hercínico: el área de Salamón N León. Geogaceta, 20, 1605–608.

Pastor‐Galán, D., Gutiérrez‐Alonso, G., Murphy, J.B., Fernández‐Suárez, J., Hofmann, M., Linnemann, U. (2013). Provenance analysis of the Paleozoic sequences of the northern Gondwana margin in NW Iberia: passive margin to Variscan collision and orocline development. Gondwana Research, 23 (3), 1089–1103.

Pérez Estaún, A., y Bastida, F. (1990). Structure: Cantabrian zone. En: Dallmeyer, R.D., y Martinez García, E., eds., Pre‐Mesozoic geology of Iberia. Springer Verlag, 55–64.

Rodas, M., y Luque, F.J. (1992). Yacimientos españoles de talco. En: García Guinea, J., y Martinez Frias, J., eds., Recursos Minerales de España. Textos Universitarios 15, Consejo Superior de Investigaciones Científicas, 1387–1402.

Sánchez Posada, L.C., Martínez Chacón, M.L., Méndez, C., Menéndez, J.R., Truyols, J., Villa, E. (1990). Carboniferous pre‐Stephanian rocks of the Asturian‐Leonese domain (Cantabrian zone). En: Dallmeyer, R.D., y Martinez García, E., eds., Pre‐Mesozoic geology of Iberia. Springer Verlag, 24–33.

Tornos, F. y Spiro, B. (2000). The Geology and Isotope Geochemistry of the Talc Deposits of Puebla de Lillo (Cantabrian Zone, Northern Spain). Economic Geology, 95, 1277–1296.

Truyols, J., Arbizu, M.A., García Alcalde, J.L., García López, S., Méndez, I., Soto, F., Truyols, M. (1990). Stratigraphy: The Asturian Leonese domain (Cantabrian zone). En: Dallmeyer, R.D., y Martinez García, E., eds., Pre‐Mesozoic geology of Iberia. Springer Verlag, 10–20.

Weil, A.B., Gutierrez‐Alonso, G., Johnston, S.T., Pastor‐Galan, D. (2013). Kinematic constraints on buckling a lithospheric‐scale orocline along the northern margin of Gondwana: a geologic synthesis. Tectonophysics, 582, 25–49.

Patrocinadores y Entidades Colaboradoras

MINERALIZACIONES DE TALCO

PUEBLA DE LILLO – COFIÑAL

Margarita Rodríguez FernándezLuis Villa Iglesias

En memoria de Luis Carlos PérezJulio 2017

1Julio 2017 - MR, LV

EL TALCO COMO MINERAL

Filosilicato de Mg hidratado

Mg3Si4O10(OH)2 MgO: 31,7% ; SiO : 63,5% ; H2O: 4,8%

Dureza: 1 en la escala de Mohs

Color: blanco – negro, verde , rosado

Punto de fusión: 1.400 ºC

Peso específico: 2,7

pH: 9,0 – 9,5

Estable hasta 950º – 1000 ºC (pérdida de los OH)

2

Julio 2017 - MR, LV 2

RESPINA: Particularidades geológicas

- Mineralización excepcional en cuanto a blancura.

- Mineralización excepcional en España.

- Laguna estratigráfica desde el Ordovícico hasta el Carbonífero.

- Mineralogía simple:

Cuarzo: SiO2

Dolomíta: CaMg(CO3)2

Talco: Mg3Si4O10(OH)2


Rocas carbonatadas magnésicas (Respina)

2,13 CaMg(CO3)2 + 4 SiO2 + H2O + 0,087 MgO Mg3Si4O10(OH)2 + 2,13 CaO + 4,26 CO2

Rocas silíceas (San Andrés)

6,16 SiO2 + 3 MgO + H2O Mg3Si4O10(OH)2 + 2,16 SiO2

REACCIONES QUÍMICAS DE FORMACIÓN


EL TALCO

CARACTERIZACIÓN DEL TALCO

• Contenido en talco mineral

• Color

• Impurezas

• Forma de las partículas (lamelaridad)

• Tamaño de las partículas y

distribución

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA

• Minerales asociados presentes:

– Clorita

– Carbonatos (calcita, magnesita,

dolomita…)


Cada Talco esdiferente

LOS TALCOS


YELLOWSTONE (Montana)

RESPINA (España)

TRES AMIGOS (España)

RODORETTO (Italia)

TRIMOUNS (Francia)

KLEINFEISTRITZ (Austria)

RABENWALD (Austria)

PENHORWOOD (Ontario)

ARGONAUT (Vermont)

BROUGHTON (Québec)

TALCO

CLORITA OTROS

SA MATTA (Cerdeña)

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE DIFERENTES YACIMIENTOS DE TALCO


1925

1930:1970:19711990:1992:1994:1997:1998:2002:2006:2007:2009:2011:

Fundación de Sociedad Española de Talcos S.A. (SET).Se explota la mina de interior San Andrés.La compañía italiana Val Chisone adquiere SET.La compañía francesa Luzenac adquiere el 30% de SET.Comienza la extracción en la explotación a cielo abierto Respina.Luzenac adquiere el 100% de SET.Luzenac adquiere la división de talco de Cyprus, incluye DIMTA (Málaga)Luzenac SET obtiene la certificación ISO 9002.Luzenac SET adquiere el 100% de IBETASA en León.Se inicia la explotación a cielo abierto Tres Amigos en Málaga.Luzenac SET obtiene la certificación ISO 14000.Luzenac se integra dentro de Rio Tinto Minerals.RTM Spain obtiene la certificación OSHAS 18000.RTM Spain anuncia el cierre de la mina de RespinaCierre de la mina de Respina y abandono de la exploración

SOCIEDAD ESPAÑOLA DE TALCOS. ANTECEDENTES


SITUACIÓN GEOGRÁFICA

Mina RESPINA

Boñar planta

Los Niales - Cofiñal


ESQUEMA GEOLÓGICO


Dpto. Geología - SET

COLUMNA ESTRATIGRÁFICA

Dpto. Geología - SET 11Julio 2017 - MR, LV

MINA RESPINA(León), 1997

Respina


MINA RESPINA(León), 1998

Respina


MINA RESPINA (León), 2002Vista general desde el sur

Respina


MINA RESPINA (León), 25-05-02Extracción de talco en la corta

Respina


MINA RESPINA (León), 2004Vista desde el este:

•Bancos zona oeste (máquinas de sondeos)•Acopios•Restauración de la escombrera oeste

Respina


MINA RESPINA(León), 2010Vista desde el este:

•Bancos zona oeste (Restauración previa al abandono)



RESPINA: mapa geológico (LCP, MR 97)

Respina


RESPINA: SECCIÓN GEOLÓGICA - GENERAL

Respina



ESQUEMA TECTÓNICO

Respina



DOLOMITIZACIÓN Y TALCIFICACIÓN


DOLOMITIZACION

CALIZAS(Fm. Barcaliente)

Cabalgamientos hercínicos (acortamiento E-W)

Plegamiento hercínico (acortamiento E-W)

Plegamiento (acortamiento N-S)

KARST

Mg (origen ?)Ca

Dolomía cebradaDolomías oscuras Dolomía blanca

CO2, Ca

Si en exceso

A través de la porosidad A través de espacios abiertos

TalcoY>90

“Mogote”

TalcoY < 82.50

Talco82.5<Y<90Cuarzo en geodas

ZONAS DE DISTENSION

TALCIFICACION

Mg (de la dolomía)

Si (de las cuarcitas)

KARST


RESPINA: TOPO + SONDEOS

Respina22Julio 2017 - MR, LV


RESPINA: SÓLIDOS 07

Respina





• Niales: Vista 3D corta desde el NNO

RESPINA: SECCIÓN GEOLÓGICA – (P-4720NL)

Respina



SISTEMA DE EXPLOTACIÓN

En estéril- Arranque mediante perforación y voladura- Carga del estéril con retroexcavadoras- Transporte con dúmperes rígidos y/o articulados

Respina


SISTEMA DE EXPLOTACIÓN

En talco- Arranque con retroexcavadora o martillo hidráulico- Carga del talco con retroexcavadoras- Transporte con dúmperes articulados

Respina


TRATAMIENTO DE LA “PIEDRA DE ESCOGIDO”Piedra de escogido: estéril con un porcentaje aprovechable de talco

1. Cribado- Se efectúa con una criba móvil- Se obtienen tres fracciones: 0-35, 35-85, 85-250 mm

Respina



Respina: “Piedra de escogido”, >250 mm

2. Escogido manual

- Se separa manualmente el talco según su blancura.

Respina


3. Escogido óptico

- Máquina capaz de separar el talco del estéril basándose en la identificación mediante una cámara a color.

Respina


TODO UNO

EXPEDICIÓN EN CAMIÓN

CRUDOPROCESO

TRITURACIÓN PRIMARIAPLANTA DE LAVADO

ESCOGIDO SECUNDARIO

TRITURACIÓN SECUNDARIA

PRODUCTOFINAL

EXPEDICIÓN EN CISTERNA,SACOS Y BIG-BAGS

PLANTAPROCESADO

MOLIENDA (60µ)MICRONIZADO (15-20µ)COMPACTADO

PRODUCTOFINAL

PROCESADO DEL MINERAL


TRATAMIENTO EN LA FÁBRICA DE BOÑAR Y EN LA FÁBRICA DE LA VEGA


LOS NIALES

Niales35Julio 2017 - MR, LV

COFIÑAL : Sondeos y perfiles de geofísica

Cofiñal


RECURSOS EN EL VALLE DE RESPINA ANTES DE LA EXPLOTACIÓN

CORTA DE IBETASA500.000 tn

ZONA OESTE267.000 tn

CORTA DE SET2.974.000 tn

RECURSOS TOTALES5.269.000 tn

ZONA NOROESTE461.000 tn

ZONA NORTE1.067.000 tn


Europa 1,4América 1,1Japón 0,45Sureste Asiático 0,35China 1,5India 0,4Africa & Oriente Medio 0,1

REPARTO POR ZONAS

CONSUMO DE TALCO (Millones de toneladas)

RTM 1,43Mondo Minerals (Finlandia) 0,5MTI (USA) 0,18RT Vanderbilt (USA) 0,12IMI (Italia) 0,12

REPARTO POR COMPAÑÍAS MINERAS


AÑO TON

1.940 5.430

1.950 5.557

1.960 12.393

1.970 17.124

1.980 17.049

1.985 37.339

1.992 22.790

1.995 56.679

2.000 92.615

2.005 74.791

2.006 68.219

2.007 64.825

2.008 59.962

VENTAS HISTÓRICAS


APLICACIONES INDUSTRIALES DEL TALCO

Papel

Pinturas

Cerámica

Plásticos

Agroquímica

Cosmética

Aceite

Otros


APLICACIONES EN PAPEL

Aplicación Función

MATERIAL DE CARGA Mejora la suavidad del papel

Efecto barrera frente al agua

Reduce la demanda de tinta

RECUBRIMIENTO Reduce coeficiente de fricción

Mejora la rapidez en la impresión

Optimiza la transferencia de tinta

CONTROL DEL “PITCH”

(RESINAS)

Evita la aglomeración de la resina

Neutraliza sustancias pegajosas


APLICACIONES EN PINTURA


DECORATIVA Incrementa la opacidad. Poder cubriente

Incrementa la resistencia a la intemperie

INDUSTRIAL Efecto barrera

Carga químicamente inerte

Mejora la adhesión


APLICACIONES EN POLÍMEROS


AUTOMÓVIL

ELECTRODOMÉSTICOS

Incrementa la resistencia al impacto

Mejora la estabilidad dimensional

(Coeficiente de expansión térmica)

Mejora la resistencia al rayado

EMBALAJE

FILM

Resistencia al impacto Menor peso

Antiblocking


OTRAS APLICACIONES


CERÁMICA Controla la expansión térmica

Reduce la temperatura de cocción

COSMÉTICA Mejora el tacto (suavidad)

Mejora la retención del perfume

FARMACÉUTICA Lubricante, repartidor



ALIMENTACIÓN Antiaglomerante

ALIMENTACIÓN

ANIMAL

Antiaglomerante

Antiapelmazante

FERTILIZANTES Antiaglomerante para fertilizantes NPK

Carga

OTRAS APLICACIONES



PRENSADO DE ACEITUNA.

PRODUCCIÓN ACEITE OLIVA

Se utiliza como coadyuvante técnico. Mejora

el rendimiento y la calidad del aceite

APLICACIONES EN EL ACEITE DE OLIVA


Los yacimientos de talco de Puebla de Lillo4 · 2017-07-02 · Esta roca carbonatada, en la zona...

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